Boletim de Resumos do 22º Seminário do Programa de Pós-graduação em Geologia UFPR 25 a 29 de Junho de 2019

Lara F. Neves Comissão organizadora

Bruno Henrique de Moura Merss Carolina Danielski Aquino Francisco José Fonseca Ferreira Hérlon da Silva Costa Saulo Pomponet Oliveira Sérgio Eduardo Pereira Jaensch 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Quimioestratigrafia dos Carbonatos Lacustres Aptianos da Porção Sudeste da Bacia de Santos

Joana Caroline de Freitas Rosin [email protected] Orientador(a): Profª. Drª.Anelize Bahniuk Rumbelsperger (Departamento de Geologia/UFPR)

Palavras-chave: estratigrafia química, carbonatos continentais, pré-sal

Introdução

Com diversas descobertas de hidrocarbonetos na última década e produzindo bilhões de barris por dia, o play petrolífero denominado “pré-sal”, é um dos mais importantes do mundo. A sequência corresponde a uma acumulação de até 4000m de sedimentos, equivalente a fase rift e sag/transicional na Bacia de Santos. Localizada na região sudeste da margem continental brasileira, entre os paralelos 23° e 28° Sul, a bacia ocupa cerca de 352.000 km2 e foi gerada a partir de processos de rifteamento durante a separação do paleocontinente Gondwana, no Mesozóico. Contendo espessuras superiores a 10km nos principais depocentros, a acumulação dos sedimentos ocorreu inicialmente em condições flúvio-lacustres, passando para estágio de bacia evaporítica e até o desenvolvimento de bacia de margem passiva (CHANG et al., 2008). O rifte Sul-Atlântico propagou-se de sul para norte, com estruturas de direção aproximada ENE– WSW na Bacia de Santos, uma margem oblíqua (Buckley et al., 2015). Durante o desenvolvimento da fase rift a crosta sofreu afinamento, provocando falhas crustais e geração de um extensivo sistema de half-grabens (Thompson et al., 2015). Esses altos vulcânicos gerados pelas falhas condicionaram a expressiva sedimentação evaporítica e a deposição dos reservatórios carbonáticos, duas das mais importantes litologias dos sistemas petrolíferos da bacia (CHANG et al., 2008 E BUCKLEY et al., 2015). Segundo Moreira et al. (2007) o cretáceo inferior da Bacia de Santos corresponde as unidades do Grupo Guaratiba (fig. 1) com três formações na fase rift e duas na transicional/sag. Além do embasamento crustal correspondente a Província Mantiqueira, sotopostos a todo preenchimento sedimentar da bacia, estão os basaltos da Fm. Camboriú, em discordância aos sedimentos rudáceos da Fm. Piçarras e os calcirruditos e folhelhos escuros da Fm. Itapema. Depositada sobre a inconformidade Alagoas, a Fm. Barra Velha corresponde a acumulação de calcários microbiais, estromatólitos, grainstone e packstones compostos por fragmentos dos estromatólitos e bioclastos (ostracodes) além de laminitos nas porções proximais e folhelhos nas porções distais. Os evaporitos da Fm. Ariri marcam o final da supersequência pós-rifte. A origem dos reservatórios carbonáticos na bacia tem sido intensamente debatida, devido à falta ou raridade de unidades aflorantes ou modelos análogos recentes com características de suficientes equivalências, tornando difícil a caracterização precisa do ambiente de deposição (Farias, 2018). Muitos autores discutem a gênesis desses depósitos, especialmente a origem microbial ou abiótica e a influência vulcânica na precipitação do carbonato, além das condições de evaporação nesse ambiente lacustre e o impacto dessas variáveis na diagênese. Alguns artigos salientam o controle biológico na precipitação (MUNIZ & BOSENCE, 2015; SALLER et al., 2016) outros propõem um modelo abiótico (WRIGHT & BARNETT, 2015; TOSCA & WRIGHT, 2018). Farias et al. (2019) enfatizam a importância dos processos de evaporação nos lagos, segundo os autores os carbonatos do pré-sal da Bacia de Santos exibiriam um comportamento químico similar à da sedimentação evaporítica, precipitando como um evaporito de carbonato de cálcio.

Figura 1- Detalhe da carta estratigráfica da Bacia de Santos correspondente as sequências do Cretáceo Inferior. Fonte: Ramirez 2015 modificado de Moreira et al., 2007.

Segundo Wright (2012) carbonatos lacustres são pouco discutidos na comunidade científica, como consequência os modelos de fácies estão em um estágio muito inicial de seu desenvolvimento e não apresentam elementos específicos. A definição do ambiente de sedimentação é fundamental para predizer a distribuição de fácies, porosidade, geometria, estimar o fluxo e a correta intepretação das fases diagenéticas. Ferramentas não convencionais, como a quimioestratigrafia em amostras de calha, podem ser utilizadas em apoio à exploração de petróleo. Aquisição de amostras de calha é muito mais acessível e economicamente viável as empresas, todavia são amostras sujeitas a contaminação e problemas na amostragem. A hipótese da pesquisa é que a calha pode ser utilizada para o detalhamento estratigráfico desde que sejam adequadamente limpas. A área de estudo compreende dois poços locados no Alto Pão de Açúcar, leste da bacia (fig 2), sendo um dos poços mais externos perfurados no Pré-Sal até então (ANP 2019). O objetivo do trabalho é caracterização geoquímica das rochas carbonáticas Aptianas, para entender as condições ambientais de precipitação das mesmas. Os objetivos específicos são a validação do uso de amostras de calha para identificar proxies geoquímicos e estabelecer possíveis baselines - guias prospectivos quimicamente traçados para possíveis alvos no intervalo de interesse e assim estabelecer correlações geoquímicas no alto estrutural.

Figura 2- Figura de localização dos poços Guarani

Fundamentação teórica

Comumente em estudos paleoclimáticos são utilizados técnicas que avaliam as mudanças estratigráficas nas composições de isótopos de oxigênio de carbonatos ou silicatos lacustres. A composição de precipitados minerais biogênicos ou autigênicos pode ser usada para inferir mudanças na temperatura ou na composição isotópica do oxigênio da água do lago. Estes podem ser um indicador geoquímico importante para mudanças climáticas, onde os isótopos refletem mudanças como a fonte de água para o lago a temperatura ou a taxa de precipitação / evaporação (LENG et al., 2006). A composição isotópica da água da chuva na área da bacia hidrográfica, a quanto precipita, a sazonalidade, a temperatura, a taxa de evaporação, a umidade relativa e da produtividade biológica são fatores que controlam assinatura isotópica deposicional (HOEFS et al., 2009). Em lagos, o reservatório de carbono dissolvido é frequentemente alterado pela produtividade biológica, principalmente pela absorção preferencial do isótopo de carbono leve pelos organismos fotossintetizantes. Durante os períodos de maior produtividade, ou em lagos com uma grande biomassa, o reservatório de carbono na água torna-se enriquecido em isótopos pesados de carbono e, consequentemente, tem carbono inorgânico total dissolvido mais alto. Alterações na fotossíntese e respiração da planta podem ser sazonais. A estratificação da coluna da água no verão e a resposta à fotossíntese e produção orgânica nas águas superficiais ocorre em muitos lagos e leva a diferenças significativas na composição do isótopo de carbono do carbono orgânico total dissolvido. Refletindo em variação na composição do isótopo de C, dos carbonatos precipitados em diferentes profundidades na coluna de água (LENG et al., 2006). O aumento de temperatura tende a modificar a assinatura isotópica, seja pelo soterramento ou processos hidrotermais associados ao magmatismo, os isótopos mais leves tentem a serem incorporados nos minerais carbonáticos formados nesses fenômenos (Farias, 2018). Segundo Talbot (1990) lagos de sistemas hidrologicamente abertos os isótopos de C e O tentem a ter um baixo índice de correlação, quando este é alto (r<0.7) indica um lago fechado pois em geral domina o balanço entre influxo e evaporação. Já a tendência de covariância é única em cada lago, a qual é uma função da morfologia, do clima e do ambiente geográfico. Os principais controles ambientais sobre a covariância são: 1) aumento no tempo de residência e na evaporação (valores mais positivos de 18O; 2) aumento da latitude ou da continentalidade (valores mais negativos de 18O); 3) residência de curta duração e a vegetação abundante (valores de 13C mais negativos); iv) lagos com bacia de captação seca tem tendência de covariância com valores mais positivos para 13C; (v) produção primária de matéria orgânica e escape do carbono para a atmosfera, devido ao aumento na taxa de evaporação no corpo d’agua (valores positivos de 13C).

Material e Métodos

Os poços selecionados para este trabalho, foram solicitados a ANP e já estão autorizados para publicação. Todo o material encontra-se no Laboratório de Minerais e Rochas (LAMIR). 3-ESSO-4-SPS - GUARANI-1ST e 3-ESSO-4A-SPS - GUARANI-1ST possuem profundidade medida de 5.429m e 5.049,8m respectivamente e uma lâmina d´água de até 2.238 m. Com aproximadamente 2.000 metros amostrados, compreendendo o intervalo estratigráfico correspondente ao topo do embasamento até a base do sal. Os poços possuem 394 amostras de calha com espaçamento médio de 3.0m, as quais são foco desse trabalho, e 83 amostras laterais. Dados geofísicos como resistividade, gama, sônico e a própria descrição dos poços serão utilizados para auxiliar na confecção dos perfis geoquímicos. Além de aproximadamente 150m de testemunho do poço 3-ESSO-4A-SPS e diversas lâminas delgadas. Com a considerável quantidade de amostras será necessária uma abordagem sistemática para seleção das amostras em uma escala de trabalho adequada. A análise petrográfica será realizada com o uso de microscópio petrográfico Nikon Eclipse E200, para identificação da composição mineralógica, feições estruturais, textura dos grãos, relação arcabouço X matriz, composição e textura do cimento e porosidade. Para a identificação mineralógica das amostras de calha será utilizada a técnica de Difratometria de raios-X (DRX). Os difratogramas das análises serão obtidos no difratômetro da marca Panalytical, modelo empyrean, com detector X’Celerator. Para identificação quantitativa dos elementos maiores e traços nas das amostras será utilizado a Fluorescência de raios-X (FRX), da marca Panalytical, modelo Axios Max. Por fim as análises de isótopos estáveis de 13C e 18O serão obtidas do espectrômetro de massa Thermo Scientifique, modelo Delta Advantage. Todas as análises serão realizadas no LAMIR.

Resultados Esperados

Espera-se obter perfis geoquímicos detalhados que ajudem a discriminar diferentes eventos e processos geológicos, contribuindo assim para elucidar as questões levantadas e permitam modelar com precisão o ambiente deposicional.

Atividades Futuras

As atividades relacionadas a pesquisa serão descriminadas no quadro a seguir:

Tabela 1 Cronograma das atividades de pesquisa Atividades 2019 2020 2021 A M J J A S O N D J F M A M J J A S O N D J F M A Entrada no programa Revisão de literatura Preparação das amostras Análises químicas Descrição testemunho Descrição lâminas Tratamentos estatístico Interpretação dados Confecção dissertação Confecção artigo Defesa

Agradecimentos

Ao Laboratório de Análise de Minerais de Rochas (LAMIR-UFPR), a Shell Brasil LTDA e a Agência Nacional do Petróleo. Este projeto está inserido no âmbito do Projeto Diagênese, fruto de uma parceria técnico científica entre o LAMIR e a Shell Brasil LTDA, consequência da Lei do Petróleo (Lei 9.478 de 6 de agosto de 1997), que visa fomentar a pesquisa e o desenvolvimento tecnológico e científico.

Referências

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Dados Acadêmicos

Nível: Mestrado. Data do Exame de Qualificação: 06/2020. Data de ingresso na Pós-Graduação: 04/2019. Área de concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: Análise de Bacias Sedimentares; Título original do projeto de pesquisa: Quimioestratigrafia dos Carbonatos Lacustres Aptianos da Porção Sudeste da Bacia de Santos. Possui bolsa: Sim, Projeto Diagêneses UFPR/SHELL/FUNPAR. 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Faciologia e contexto deposicional de áreas com potencial fossilífero da Formação Guabirotuba – Bacia de Curitiba

Kimberlym Tábata Pesch Vieira [email protected] Orientador: Luiz Alberto Fernandes (PPG Geologia/UFPR)

Palavras-chave: Análise faciológica, Eoceno, Fauna Guabirotuba. Introdução A cidade de Curitiba e parte de sua região metropolitana desenvolveram-se sobre a bacia sedimentar homônima, de idade cenozoica, que por sua vez integra um conjunto de bacias continentais com gênese associada à abertura do Atlântico Sul. A Bacia de Curitiba é preenchida pelos depósitos sedimentares da Formação Guabirotuba, onde recentemente foi identificada uma nova fauna, denominada Guabirotuba (Sedor et al., 2014, 2017a), que possibilitou estabelecer uma idade relativa para o preenchimento da bacia, além de representar uma das poucas unidades do Brasil com registro fossilífero do período Paleógeno. A partir da descoberta dos primeiros fósseis na unidade em 2010 por Liccardo & Weinschütz, os estudos que se seguiram definiram a fauna paleógena, composta por mamíferos, aves, répteis entre outros (Sedor et al., 2014). A idade relativa para a deposição da Formação Guabirotuba, por meio da correlação biocronológica da SALMAs - South american land mammal ages, corresponde à unidade Barrancano, cronoestratigraficamente entre as idades Lutertiano e Bartoniano no Mesoeoceno (Sedor et al., 2017b). Os fósseis da fauna Guabirotuba são encontrados em exposições na área com cerca de 16 hectares, denominada Geossítio Bacia Sedimentar de Curitiba (Fernandes et al., 2016; Sedor et al., 2017b), com base nos atuais conceitos de geoconservação e patrimônio geológico por seu elevado valor científico. Atualmente a área está protegida como uma Área de Relevante Interesse Ecológico (ARIE), por meio do decreto municipal n.o 286/2018, que instituiu o Parque Paleontológico Formação Guabirotuba – Geossítio de Curitiba, para conservar e garantir futuras pesquisas. O geossítio foi caracterizado por Lima (2010) como exposição de depósitos de rios rasos dominados por inundações laminares arenosas e rios entrelaçados de baixa sinuosidade, rasos e cascalhosos. Ambas as associações depositadas em ambiente de leque aluvial, posteriormente caracterizados como depósitos distais e proximais de sistemas fluviais distributários (Lima et al., 2013). A fauna Guabirotuba foi caracterizada como parautóctone, por apresentar características de transporte por curtas distâncias, encontrando-se em diversos níveis dos depósitos, sem indicar mudança do habitat (Cunha, 2016). Tendo como hipótese, a partir das interpretações já existentes no geossítio (Lima, 2010; Cunha, 2016; Vieira, 2018), que os depósitos mais proximais da unidade contêm registros mais completos da fauna Guabirotuba, o objetivo da pesquisa ora proposta é a caracterização faciológica em detalhe dos depósitos proximais da Formação Guabirotuba. Como objetivos específicos, temos: reconhecer e descrever os depósitos adjacentes ao geossítio, rumo à atual borda da bacia; aprofundar o conhecimento acerca da constituição, arquitetura dos depósitos, distribuição e modificações diagenéticas dos sedimentos da unidade; e estabelecer padrões estratigráficos para a busca de novas ocorrências fossilíferas. A pesquisa justifica-se pela oportunidade de refino do conhecimento do contexto deposicional vinculado ao potencial fossilífero da Formação Guabirotuba, tendo como referência inicial o afloramento fossilífero localizado na Cidade Industrial de Curitiba (Fig. 1). A revisão da composição, distribuição faciológica e evolução sedimentar da unidade, subsidiarão o avanço de estudos paleoambientais e tafonômicos, bem como da evolução da vida no continente Sul-americano.

Figura 1. Localização do geossítio e distribuição da Formação Guabirotuba. Contexto Geológico A Bacia de Curitiba integra a porção austral do Rift Continental do Sudeste Brasileiro – RCSB, descrito por Riccomini (1989) como uma feição alongada e deprimida paralela à costa sudeste do Brasil, entre o estado do Paraná e Rio de Janeiro, primeiramente descrita e denominada por Almeida (1976) como Sistema de Rifts da Serra do Mar. O rifte teve sua origem associada a reativações de estruturas do embasamento pré-cambriano em consequência da ruptura continental e desenvolvimento do oceano Atlântico Sul. A formação da bacia associada à tectônica extensional do RCSB, com registro de falhas normais limitando um gráben alongado segundo a direção NW-SE, propiciou a criação de espaço para a deposição dos sedimentos da Formação Guabirotuba (Salamuni et al., 2003). Essa unidade foi descrita originalmente por Bigarella & Salamuni (1962) como composta predominantemente por depósitos argilosos e lentes de areia arcosiana com horizontes de impregnações calcárias (“caliches”), além de depósitos rudáceos nas bordas. Os autores propuseram que a sedimentação teria se dado em clima semiárido por leques aluvionais coalescendo ao centro da bacia para um ambiente playa-lacustre. Lima (2010) definiu seis associações de fácies como componentes da Formação Guabirotuba, as quais foram atribuídas por Lima et al. (2013) a depósitos de sistemas fluviais distributários (Fig. 2). Neste contexto, fluxos provenientes da borda leste da bacia, formaram depósitos cascalhosos proximais da associação A, sucedidos no centro da bacia pelos mais arenosos intermediários das associações B e C, onde passam para os depósitos lamosos distais da associação D. Os fluxos provenientes da borda oeste foram caracterizados como depósitos cascalhosos proximais da associação E. Para a associação F, aflorante da porção nordeste, seus depósitos foram caracterizados como possíveis depósitos de rios meandrantes. Cunha (2011) descreveu a ocorrência de dois tipos de calcretes na unidade, mais especificamente no geossítio, nodular e laminar, ambos nas porções arenosas. As microtexturas descritas pela autora foram associadas à precipitação inorgânica de carbonato, tipo α de Wright (1990), associadas à origem freática. As prováveis áreas-fonte dos sedimentos foram determinadas, a partir do estudo de proveniência de minerais pesados, por Machado (2009) como sendo a Província Graciosa e, para a porção da unidade em que se encontra o geossítio, as rochas do Complexo Atuba e Grupo Açungui.

Figura 2. Modelo da distribuição das associações de fácies reconhecidas para a Formação Guabirotuba, por depósitos de sistemas fluviais distributários, que preencheram a Bacia de Curitiba. Fonte: Lima (2010). Embasamento teórico Sistema fluvial distributário Os depósitos de sistemas fluviais distributários são caracterizados pela distribuição radial dos canais e seus depósitos associados, gerados a partir da entrada em uma bacia de rios antes confinados a vales. O termo distributário remete ao padrão formado pelos ramos do rio que se afastam do canal principal não se reencontrando, assim como sua tendência a avulsão pela planície de inundação (Davidson et al., 2013). Esses sistemas são registrados atualmente em bacias endorreicas e exorreicas, em todos ambientes tectônicos e climáticos. A diferença principal para o sistema de tributários é o padrão de dispersão dos canais (radial), além nas dimensões dos canais, que diminuem a profundidade a jusante e na ausência de confinamento lateral em vales (Weissmann et al., 2010). O registro é caracterizado por depósitos de preenchimento de canal e transbordamento que variam de abundância e características de acordo com a posição no sistema. Os depósitos proximais são caracterizados por fácies cascalhosas a arenosas, com imbricação de clastos e estratificação cruzada em depósitos de barras. São formados por rios entrelaçados próximos a margem da bacia, com predomínio quase absoluto de depósitos de preenchimento de canal amalgamados, resultado da mobilidade do canal que retrabalha e apaga o registro dos depósitos de planície de inundação (migração lateral e avulsões). Os depósitos da parte média do sistema apresentam menor granulação e aumento considerável de intercalações dos depósitos de planície de inundação, com camadas arenosas de preenchimento de canal intercaladas a estratos de lamas e lençóis de areia depositados na planície de inundação. Por fim, nos depósitos distais predominam os sedimentos finos em espessas camadas de lamas com intercalações de areias em extensos lençóis e/ou pequenos canais total ou parcialmente preenchidos (Nichols & Fischer, 2007). Material e métodos A parte inicial do trabalho será embasada na revisão do conhecimento prévio (bibliografia) sobre a bacia, a unidade e ambientes deposicionais. Conjuntamente, com uso de geoprocessamento, serão compilados documentos cartográficos existentes e definidas as áreas para a etapa de campo. A pesquisa será baseada em dados de campo e de laboratório. Nos levantamentos de campo serão realizados: perfis e seções estratigráficas; descrição e caracterização das fácies, elementos arquiteturais das associações de fácies; medidas de atitudes de estruturas sedimentares para análise de paleocorrentes; amostragem; e documentação fotográfica. Em laboratório, as amostras selecionadas serão analisadas por microscopia óptica e eletrônica de varredura para caracterização de componentes detríticos, cimentos diagenéticos, porosidade e suas relações genéticas. Eventualmente, outros métodos que se mostrarem úteis serão utilizados no decorrer da pesquisa, tais como difração de raios X ou análises químicas. Para a análise faciológica serão individualizadas as fácies de acordo com a definição de Walker (1992), caracterizadas pela combinação de litotipos e estruturas sedimentares. As quais serão identificadas segundo o modelo de Miall (1977; 2006) e agrupadas em associação de fácies de acordo com a relação genética, espacial, variação vertical e lateral, e caracterização dos elementos arquitetônicos e superfícies limitantes (Miall, 1985; 1991; 2006). Mediante integração de dados de campo e laboratório, com apoio de bibliografia revista e atualizada, será discutido o contexto deposicional da unidade comparando aos modelos existentes para ambientes de sedimentação, bem como análise da distribuição das ocorrências fossilíferas se encontradas durante os campos. Resultados esperados Espera-se com o trabalho compreender melhor o contexto genético da unidade associado à paleontologia, bem como reconhecer novas áreas de ocorrência da Fauna Guabirotuba, com base nos estudos faciológicos. Além de contribuir para o entendimento da sedimentação da Formação Guabirotuba e suas possíveis modificações diagenéticas. Etapas futuras As atividades de pesquisa e acadêmicas a serem desenvolvidas, referentes à dissertação de mestrado, são apresentadas na Tabela 1, com previsão de conclusão em março de 2021 mediante entrega do volume da dissertação bem como submissão do artigo referente à pesquisa. Tabela 1. Cronograma com as atividades previstas ao longo da pesquisa de mestrado. 2019 2020 2021 Metas A M J J A S O N D J F M A M J J A S O N D J F M revisão bibliográfica conclusão de créditos geoprocessamento trabalhos de campo análises laboratoriais participação em eventos exame de qualificação redação artigo/dissertação defesa da dissertação Agradecimentos Agradeço à Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior – CAPES, pela bolsa de estudos concedida. Ao Programa de Pós-graduação em Geologia da Universidade Federal do Paraná pela oportunidade e suporte ao desenvolvimento da pesquisa. Referências Almeida F.F.M. 1976. The system of continental rifts bordering the Santos Basin, Brazil. 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Sedor F.A., Dias E.V., Fernandes L.A., Lima F.F., Vargas J.C., Silva D.D. 2017a. Geossítio Bacia sedimentar de Curitiba (Formação Guabirotuba): características, importância paleontológica e conservação. In: IV Simpósio brasileiro de patrimônio geológico & II Encontro luso-brasileiro de patrimônio geomorfológico e geoconservação. Ponta Grossa, Anais, p. 152-156. Sedor F.A., Oliveira E.V., Silva D.D., Fernandes L.A., Cunha R.F., Ribeiro A.M., Dias E.V. 2014. A new South American Paleogene fauna, Guabirotuba Formation (Curitiba, Paraná State, south of Brazil). In: IV International Palaeontological Congress. Mendoza, Abstract, p. 614. Sedor F.A., Oliveira E.V., Silva D.D., Fernandes L.A., Cunha R.F., Ribeiro A.M., Dias E.V. 2017b. A New South American Paleogene Land Mammal Fauna, Guabirotuba Formation (Southern Brazil). Journal of Mammalian Evolution, 24(1):39-55. Vieira, K.T.P. 2018. Faces do geossítio Bacia sedimentar de Curitiba: uma análise faciológica da Formação Guabirotuba. 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Área de concentração em geologia exploratória, com linha de pesquisa em análise de bacias sedimentares. Possui bolsa: sim, CAPES. 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Avaliação das feições geológicas de ambientes subterrâneos no Brasil para determinação da relevância espeleológica e a legislação vigente

Laís Luana Massuqueto [email protected] Orientador: Luiz Alberto Fernandes (Departamento de Geologia/UFPR)

Palavras-chave: cavidades subterrâneas, Decreto 6.640/2008, quantificação.

Introdução No Brasil, a diversidade de ambientes subterrâneos, desenvolvidos em variados tipos de rochas, resulta em uma geodiversidade expressiva, incluindo dezenas de feições que evidenciam processos relacionados a diferentes fases de formação das cavernas e das rochas que as hospedam. Estas feições geológicas estão entre os atributos considerados para se determinar o grau de relevância de uma cavidade, contudo, a legislação vigente não abrange muitas especificidades da geodiversidade dos ambientes subterrâneos, os quais podem se desenvolver em diferentes litotipos. Esta situação deixa os elementos abióticos vulneráveis, salientando que este problema não ocorre apenas na legislação que trata sobre espeleologia. Os elementos abióticos recebem atenção menor se comparados aos elementos biológicos em qualquer outra legislação ambiental em vigor no Brasil. Partindo-se desta hipótese, o presente trabalho aplicou o método proposto na legislação espeleológica brasileira em vigor, incluindo uma avaliação apenas das características geológicas de cavernas desenvolvidas em contextos litológicos distintos. Para isso, foram escolhidas oito cavidades, desenvolvidas em relevos carbonáticos, siliciclásticos, ferríferos e graníticos. Essa escolha reflete a geodiversidade dos ambientes subterrâneos, por conter feições espeleogenéticas diversas, constituindo relevante amostragem de parte do contexto espeleológico nacional, uma vez que 98,9% das cavernas brasileiras ocorrem nestes tipos de rocha (Figura 1). Para representar as cavernas siliciclásticas foram analisadas aquelas localizadas no distrito de Itaiacoca, município de Ponta Grossa, Paraná. Estas cavidades se desenvolvem em rochas da Formação Furnas, unidade aflorante na borda leste da Bacia do Paraná, de idade de 431-395 Ma, entre o Siluriano e o Devoniano (BORGHI, 1993). Em rochas carbonáticas foram selecionadas cavidades subterrâneas localizadas no município de Castro, Paraná. Tais cavernas se desenvolvem em rocha carbonática metamórfica pertencente à Formação Bairro dos Campos, do Grupo Itaiacoca, com idade aproximada de 1030-908 Ma (Mesoproterozoico e início do Neoproterozoico) (SZABÓ et al., 2004). As cavernas desenvolvidas em rochas ferríferas estão situadas no município de Caeté, Minas Gerais, na região da Serra da Piedade. Segundo Calux (2013) estão inseridas no contato entre canga detrítica sustentada por clastos e itabiritos. Estas rochas pertencem a Formação Cauê, do Grupo Itabira, de idade do Paleoproterozoico, de aproximadamente 2300 Ma (CPRM, 2014a). Por fim, para representar as rochas graníticas foram analisadas cavernas situadas na porção norte da ilha de Florianópolis, Santa Catarina. Estas cavidades são desenvolvidas no Granito Ilha, Suíte Pedras Grandes, de idade aproximada de 52468Ma (Neoproterozoico), segundo CPRM (2014b). Dessa forma, o objetivo desse trabalho é aplicar e avaliar o método de identificação da relevância espeleológica, com foco exclusivo nos elementos da geodiversidade, a partir dos critérios de quantificação considerados na IN 2/2017 (ICMBIO, 2017), permitindo definir se os critérios adotados para a classificação do grau de relevância propostos são realmente eficientes quando levados em consideração apenas as feições da geodiversidade.

Estado da arte As cavidades naturais subterrâneas, conceito amplo que inclui as cavernas, grutas, lapas, tocas, abismos, furnas e demais nomenclaturas, são ambientes naturais que agregam alta diversidade de componentes, incluindo elementos biológicos, geológicos, hidrológicos, históricos, arqueológicos e paleontológicos.

1 2 B

3 4 C

5 6

7 8

A B FiguraA 1: a) localização das áreas com patrimônio espeleológico abordado nesta pesquisa e b) cavernas representadas, sendo: 1, 2) cavernas carbonáticas, 3, 4) cavernas areníticas, 5, 6) cavernas ferríferas, 7, 8) cavernas graníticas.

A Constituição Federal de 1988, em seu artigo 20, inciso X, considera as cavidades naturais subterrâneas como bens da União (BRASIL, 1988). Ganem (2009) coloca que é dever da União zelar pelos seus bens, a partir de medidas concretas para a sua conservação, ao mesmo tempo em que garanta condições para o desenvolvimento econômico nas áreas onde as cavernas estão inseridas, buscando sempre critérios de sustentabilidade ambiental. Assim, a classificação legal das cavidades subterrâneas como bens da União implica tanto em restrições referentes ao direito de propriedade como também a necessidade de uma série de estudos para o uso e/ou destruição destes ambientes, sendo necessárias atualizações constantes nas legislações relacionadas a este tema. A classificação de relevância espeleológica deve considerar as características biológicas, ecológicas, geológicas, paleontológicas, hidrológicas, cênicas, histórico-culturais e socioeconômicas, as quais deverão ser avaliadas por uma abordagem local e regional. Busca-se reconhecer nesses atributos situações de notoriedade, singularidade, expressividade, representatividade e significância, que traduzam valores ecológicos, científicos e culturais a serem preservados ou compensados (BERBERT- BORN, 2010). O Decreto 6.640/2008 e sua Instrução Normativa MMA nº2/2017, modificaram significativamente a principal legislação espeleológica brasileira, o Decreto nº 99.556/1990. Esta alteração normatizou o uso, supressão e conservação das cavidades naturais subterrâneas a partir da definição do grau da relevância espeleológica, classificada em máxima, alta, média e baixa, onde apenas cavernas de máxima relevância têm sua proteção garantida. Atualmente, o Brasil possui 19.079 cavernas, sendo que desse total, 68,5% das cavidades se desenvolvem em rochas carbonáticas; 19,5% em ferríferas; 9,9% em siliciclásticas; e 1% em rochas graníticas, sendo 98,9% das cavernas brasileiras desenvolvidas nesses quatro litotipos (CANIE, 2018). Assim como os ambientes subterrâneos são diversificados em seus atributos, as rochas capazes de hospedar cavidades subterrâneas também são e, consequentemente, a diversidade de rochas formadoras de cavernas proporciona uma variedade de feições geológicas, que podem ser mais comuns ou mais raras, maiores ou menores, podendo envolver processos genéticos distintos, dependendo do litotipo associado. A avaliação para determinar a importância de uma cavidade subterrânea ocorre com base na Instrução Normativa MMA nº 2/2017, a qual estabeleceu métodos para determinar a relevância destes ambientes em máxima, alta, média ou baixa (BRASIL, 2008), modificando a legislação anterior ao ano de 2008, a qual não permitia a supressão de cavidades subterrâneas. Para se definir o grau de relevância deve ser realizada uma análise sob dois enfoques, o local e o regional. O local é delimitado pela unidade geomorfológica que apresente continuidade espacial, abrangendo feições como serras, morrotes ou sistema cárstico, o que for mais restritivo em termos de área, desde que contemplada a área de influência da cavidade natural subterrânea. O regional é definido pela unidade espeleológica, uma área de homogeneidade fisiográfica, geralmente associada à ocorrência de rochas solúveis, que pode congregar diversas formas do relevo cárstico, tais como dolinas, sumidouros, ressurgências, vale cegos, lapiás e cavernas, delimitada por um conjunto de fatores ambientais específicos para a sua formação, considerando para isso os atributos, grupos de atributos, pesos e contribuição (ICMBIO, 2017). Se na teoria o decreto n° 6.640/2008 indica todas estas características e atributos a serem analisados e levados em conta para a realização de estudos de licenciamento ambiental, na prática ocorrem falhas e lacunas em seus textos normativos. Como abordam a questão da supressão de cavidades naturais subterrâneas encaixadas na relevância alta, média e baixa, estes dispositivos legais não deveriam apresentar lacunas e subjetividades que possibilitem impactos negativos irreversíveis nestes locais.

Material e Métodos Sendo a geodiversidade um entre os vários atributos a serem avaliados para determinar o grau de relevância espeleológica, esta pesquisa visa aplicar e avaliar este método de identificação, conforme o Decreto 6.640/2008 e sua Instrução Normativa MMA nº 2/2017, a partir dos atributos geológicos. Assim, a quantificação será realizada seguindo os parâmetros previstos na legislação vigente. Para isso, foram realizados levantamentos bibliográficos sobre os temas legislação espeleológica brasileira, patrimônio espeleológico, geodiversidade, inventário e quantificação do patrimônio geológico. A análise dos anexos I, II, III e IV da Instrução Normativa MMA nº 2/2017 foi realizada para a aplicação do método de identificação da relevância, com foco restrito sobre os elementos da geodiversidade. Trabalhos de campo foram realizados em oito cavidades (duas em cada litotipo, conforme já mencionado), com a finalidade de identificar e inventariar as feições da geodiversidade que ocorrem nos quatro contextos geológicos, comparar os aspectos físicos de cada ambiente e testar a eficiência da legislação ora analisada.

Discussões As feições de geodiversidade subterrânea são definidas conceitualmente como todos os elementos geológicos do ambiente subterrâneo. As singularidades de cada cavidade natural subterrânea, desenvolvidas em diferentes litotipos, mostram que estas constituem ambientes únicos e particulares. Assim, a identificação e caracterização detalhada dos elementos geológicos presentes em cavernas possibilita a extração de informações importantes sobre o ambiente subterrâneo envolvendo, principalmente, a espeleogênese, dinâmica hidrológica, evolução da paisagem onde a cavidade está inserida e aspectos estratigráficos da rocha encaixante. Dentre os atributos das feições da geodiversidade avaliados, os únicos que concedem o grau de relevância são a presença de espeleotemas únicos e feições morfológicas internas raras (item presente dentro do atributo morfologia única). Os espeleotemas devem ser considerados em casos onde, individualmente ou em conjunto, sejam pouco comuns ou excepcionais, em tamanho, mineralogia, tipologia, beleza ou profusão, especialmente se considerados frente à litologia dominante da cavidade ou sob os enfoques territoriais considerados. As feições morfológicas internas raras incluem os espeleogens, considerando o todo ou parte da cavidade, ou seja, formas erosivas singulares. Gênese única ou rara é um atributo que pode ser incluído na situação acima mencionada, pois certas feições geológicas indicam determinados processos genéticos, porém o que está em análise é a raridade da espeleogênese e não a feição da geodiversidade propriamente dita. O Art. 4º da INMMA nº2/2017 traz que a definição da relevância deve considerar os atributos, grupos de atributos, peso e contribuição do elemento avaliado, segundo os enfoques local e regional, destacando ainda, em seus parágrafos primeiro e segundo:

§ 1º O resultado final para cada grupo de atributos será obtido pela somatória do resultado parcial de cada atributo avaliado, que por sua vez será resultado da multiplicação dos valores do peso e da contribuição de cada atributo.

§ 2º Somente os resultados finais que sejam iguais ou superiores a 30% do valor potencial máximo para cada grupo de atributos serão considerados minimamente significativos para fins de avaliação do grau de relevância da cavidade natural subterrânea (BRASIL, 2008 p.2).

Já os atributos da geodiversidade (estruturas geológicas de interesse científico, diversidade de depósitos químicos, configuração dos espeleotemas, sedimentação clástica ou química e registros paleontológicos) considerados para dar o grau de relevância alta, média e baixa, são quantificados a partir da proposta presente no Anexo II da Instrução Normativa MMA Nº 2/2017, analisando os parâmetros de avaliação, peso, contribuição (em porcentagem), resultado parcial (peso x contribuição), resultado final (média dos resultados parciais) e por fim, o resultado minimamente significativo para ser considerado na classificação do grau de relevância, como os exemplos mostrados nas tabelas 1 e 2.

Tabela 1: quantificação dos atributos da geodiversidade Atributos relacionados à sedimentação química e clástica Peso Contribuição Resultado parcial Resultado final Exemplo de (%) (peso x contribuição) ( dos resultados parciais) avaliação de 2 35 70 relevância 53,33 espeleológica 0 35 0 em caverna 3 30 90 carbonática Atributos relacionados a interesse científico 0 30 0 30 3 30 90

Tabela 2: quantificação dos atributos da geodiversidade Atributos relacionados à sedimentação química e clástica

Peso Contribuição Resultado parcial Resultado final Exemplo de (%) (peso x contribuição) ( dos resultados parciais) avaliação de 1 35 35 relevância 3 35 105 espeleológica em 46,66 caverna 3 30 0 siliciclástica Atributos relacionados a interesse científico 3 30 90 3 30 90 60

O resultado referente à diversidade de depósitos químicos é representado pela cor azul escuro; configuração dos espeleotemas está na cor azul; sedimentação clástica ou química com valor científico aparece na cor azul claro; verde escuro representa a ocorrência de registros paleontológicos e verde claro retrata a presença de estruturas geológicas de interesse científico. A quantificação foi replicada para todas as cavernas, a partir do uso de tabelas que auxiliaram no resultado final, o qual determina o grau de relevância.

Conclusões Das oito cavidades subterrâneas avaliadas, apenas duas foram classificadas como de máxima relevância de acordo com a INMMA nº2/2017, sendo uma caverna arenítica e uma caverna ferrífera. Ambas as cavernas possuem o atributo morfologia única, porém apenas com relação direta à forma e organização espacial das galerias e não com as feições da geodiversidade. O resultado minimamente significativo para cada grupo de atributos a ser considerado na classificação do grau de relevância deve ser igual ou superior ao valor 90 (30% do valor potencial máximo para cada grupo de atributos). Nenhum dos resultados obtidos, na quantificação das feições da geodiversidade das oito cavidades, chegou próximo a esse valor. A subjetividade encontrada na aplicação de alguns parâmetros de avaliação e até mesmo inconsistências no agrupamento de atributos, faz com que não seja possível chegar ao valor considerado mínimo. Outra subjetividade identificada é o parâmetro “maturidade” para o atributo “configuração dos espeleotemas”. A dúvida é como saber qual a maturidade de um espeleotema. Pela forma ou tamanho? E em relação ao litotipo associado, como chegar a esse resultado? Se a maturidade for relacionada com o tamanho das geoformas, deve haver um parâmetro relativo, que pode variar quando se trata de diferentes contextos geológicos. Essas são questões que por não estarem especificadas, podem influenciar em um resultado negativo da classificação final da relevância. Para quantificar as feições da geodiversidade de cavernas que não são classificadas como grau máximo de relevância, o estudo baseou-se no Anexo IV da instrução normativa, o qual traz exclusivamente a chave para classificação de cavidades naturais subterrâneas (baseado nos enfoques regional e local). A exigência de grupos de atributos mínimos para classificar o grau de relevância de uma determinada caverna, através dos enfoques locais e regionais, faz com que os aspectos da geodiversidade subterrânea sempre sejam minimizados na avaliação final. Como não há atributos diretamente associados às feições da geodiversidade para serem avaliados no enfoque regional, conforme a chave de classificação, a importância é classificada apenas como baixa. Assim, considerando apenas as feições geológicas, uma cavidade natural subterrânea que não apresente espeleotemas únicos e/ou feições morfológicas internas rara, ou seja, não for enquadrada como de máxima relevância, mesmo quando desenvolvida em diferentes litotipos, automaticamente apresentará baixa relevância. O resultado da presente pesquisa revelou inconsistências na IN MMA nº 2/2017 para a avaliação das feições da geodiversidade de cavernas. Mesmo após a recente revisão desta legislação, ainda há imprecisões e subjetividades que necessitam ser resolvidas. Dessa forma, considera-se importante rever os grupos de atributos e parâmetros de avaliação da normativa, a fim de encontrar métodos menos subjetivos e mais precisos, buscando equidade dos atributos a serem avaliados, sobretudo os relacionados às feições da geodiversidade subterrânea.

Atividades Futuras Finalização dos artigos apresentados para a qualificação e submissão dos mesmos para revistas científicas (International Journal of Speleology, Journal of Caves and Karst Studies e Geoheritage) e finalização do documento final da tese.

Agradecimentos À Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior – CAPES pela concessão de bolsa de doutorado (número do processo: 1629866), ao grupo de pesquisa Geoconservação e patrimônio geológico (CNPq/UFPR) e bolsa de produtividade em Pesquisa - PQ (CNPq) nº 303433/2017-5 do professor orientador Dr. Luiz Alberto Fernandes.

Referências Berbert-Born, M. 2010. Instrução Normativa MMA 2/09 - método de classificação do grau relevância de cavernas aplicado ao licenciamento ambiental: uma prática possível? Campinas, SP. Espeleo-Tema. v. 21, n. 1. p.67-103.

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Brasil. 2008. Decreto n° 6640 de 7 de novembro de 2008. Disponível em: . Acesso em: 4 de junho de 2019.

Calux, A.S. 2013. Gênese e desenvolvimento de cavidades naturais subterrâneas em formação ferrífera no quadrilátero ferrífero. MS Dissertation, Universidade Federal de Minas Gerais, Belo Horizonte, 218 p.

CANIE - Cadastro Nacional de Informações Espeleológicas. 2018. Relatório Estatístico do CANIE. Disponível em: . Acesso em: 4 de junho de 2019.

CPRM – Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais. 2014a. Mapa geológico do estado de Minas Gerais, escala 1:1.000.000. Disponível em: .

CPRM – Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais. 2014b. Mapa geológico do estado de Santa Catarina, escala 1:500.000. Disponível em: .

Ganem, R. S. 2009. As cavidades naturais subterrâneas e o decreto nº 6.640/2008. Consultoria Legislativa. Câmara dos Deputados. Brasília/DF. 33p.

ICMBio – Instituto Chico Mendes de Proteção a Biodiversidade. 2017. Instrução Normativa MMA nº 2/2017. Disponível em:. Acesso em: 4 de junho de 2019.

Szabó, G. A. J.; Andrade, F. R. D.; Guimarães, G. B.; Moya, F. A.; Carvalho, F. M. S. 2004. Genesis of talc deposits and the metamorphic history of the Itaiacoca Group metadolomites, southern Brazil. In: International 46 Congress On Applied Mineralogy. Águas de Lindóia, v. 1, p.759-761.

Dados Acadêmicos Modalidade: Doutorado – acima de 12 meses. Data do Exame de Qualificação: Novembro/2018. Título original do Projeto de Pesquisa: Metodologia de inventário de cavidades naturais subterrâneas para classificação da relevância espeleológica em diferentes litotipos e diretrizes adequadas de geoconservação no Brasil. Data de ingresso na Pós-Graduação: Maio/2016. Área de concentração: Geologia Ambiental; Linha de pesquisa: Geoconservação e patrimônio geológico. Possui bolsa: Sim – CAPES. 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Avaliação da influência de processos de remobilização na qualidade de reservatórios siliciclásticos

Lara Ferreira Neves [email protected] Orientador: Carlos Conforti Ferreira Guedes (UFPR) Coorientador: Fernando Farias Vesely (LABAP/UFPR)

Palavras-chave: heterogeneidades; análise de fácies; sedimentos não consolidados

Introdução As heterogeneidades presentes em reservatórios são geradas a partir de processos deposicionais e pós-deposicionais que controlam a porosidade, permeabilidade, textura, extensão lateral e vertical dos corpos sedimentares (Cosentino, 2001, Slatt, 2006). A importância dessas heterogeneidades está relacionada com a exploração e produção de hidrocarbonetos, sendo necessário estabelecer critérios preditivos dos controles sedimentológicos envolvidos na gênese dos sistemas deposicionais. A Bacia do Recôncavo, localizada na região nordeste do Brasil, possui atualmente 67 campos de petróleo e 19 campos de gás. No montante do histórico de produção, a bacia reúne aproximadamente 1,6 bilhão de barris de óleo e 71,3 bilhões de m³ de gás natural (Prates & Fernandes, 2015). Apesar de ser uma bacia madura, as reservas de petróleo são estimadas na ordem de 221,8 milhões de barris de óleo e 5,4 bilhões de m³ de gás (Prates & Fernandes, 2015). A primeira descoberta na bacia ocorreu em 1941 no Campo de Lobato e desde então foram perfurados mais de seis mil poços e descobertas mais de uma centena de acumulações de petróleo. Atualmente, a exploração de hidrocarbonetos na Bacia do Recôncavo enfrenta desafios, pois o play tradicional, blocos altos, já foram amplamente testados. Os blocos intermediários e baixos de acumulações adjacentes, formados por trapas estruturais e estratigráficas geram depósitos complexos (Ferreira et al., 2016). O Membro Caruaçu, da Formação Maracangalha, é exemplo de um play estratigráfico com alta complexidade deposicional e diagenética (Ferreira et al., 2016). Esses reservatórios complexos da Formação Maracangalha (membros Caruaçu e Pitanga) são constituídos por arenitos formados por processos de fluxos gravitacionais subaquosos do tipo correntes de turbidez de baixa e alta densidade e, de forma mais localizada, por fluxo de detritos (Falcão & Favera, 2012). Os arenitos e siltitos deformados estão associados a processos de slides e slumps (Magalhães et al., 1995). Esses depósitos apresentam litofácies indicativas de processos de ressedimentação (Silva et al., 2007). Os melhores reservatórios são arenitos menos argilosos e cimentados, correspondentes a depósitos canalizados (Magalhães et al., 1995). Diversos arenitos descritos nos membros Caruaçu e Pitanga possuem estruturas de injeção relacionadas com processos de liquefação e fluidização atuantes durante a deposição e litificação dos sedimentos (Santos & Corrêa-Gomes, 2018). A presença de matriz argilosa secundária nestas fácies está relacionada ao processo de cominuição dos intraclastos de folhelho gerada durante o processo de escape de água (Falcão & Favera, 2012). Esses arenitos possuem granulometria de fina a média e são descontínuos (Falcão & Favera, 2012, Santos & Corrêa-Gomes, 2018). Estruturas de fluidização e liquefação são descritas nos arenitos do Grupo Itararé, Bacia do Paraná (Weinschutz & Castro, 2004, 2005, 2006). As fácies onde ocorrem essas estruturas, descritas a partir de testemunhos de poços rasos, são arenitos com presença de laminações cruzadas, granulometria muito fina e também em siltitos arenosos (Weinschutz & Castro, 2005). Em outro poço, as estruturas de liquefação estão associadas à ritmitos e escorregamentos (Weinschutz & Castro, 2006). Assim como na Bacia do Recôncavo, os processos de fluidização e liquefação são também potenciais controladores da qualidade de reservatório no Grupo Itararé. Dentro dessa temática, o presente trabalho visa avaliar a influência da remobilização, liquefação e fluidização de sedimentos arenosos em propriedades petrofísicas (porosidade e permeabilidade), petrográficas (texturais e diagenéticas) e geoquímicas de reservatórios siliciclásticos, tendo como estudo de caso a Formação Maracangalha (Bacia do Recôncavo) e, para efeito de comparação, arenitos do Grupo Itararé na Bacia do Paraná. A hipótese deste trabalho consiste em avaliar como as injeções de areia impactam nas propriedades petrofísicas de fácies reservatório com base na avaliação de testemunhos e afloramentos.

Contexto geológico A Bacia do Recôncavo está localizada no centro-leste do Estado da Bahia, sua área é de aproximadamente 12.000km² e possui um trend NE-SW. Seus limites ocorrem a norte e nordeste pela Bacia de Tucano, ao sul pela Bacia de Camamu pelo sistema de falhas da Barra, a leste pelo sistema de falhas de Salvador e a oeste pelo sistema de falhas de Maragogipe (Prates & Fernandes, 2015). A Bacia foi formada a partir do sistema de rifteamento do Gondwana durante o Eocretáceo, o que gerou a fragmentação do continente e a abertura do Oceano Atlântico sobre o Cráton do São Francisco. A Bacia constitui um segmento de um rifte intracontinental abortado, correspondendo à parte do sistema de riftes intracontinentais Recôncavo-Tucano-Jatobá (Magnavita et al., 2005). O Preenchimento da Bacia iniciou na Supersequência Paleozóica na qual foram depositados sedimentos relacionados ao ambiente marinho raso a lacustre. Em seguida foi registrada a Supersequência Pré-Rifte com início no Neojurássico até o Eocretáceo, com três grandes ciclos flúvio- eólicos, identificados pelo Membro Boipeba (Formação Aliança), Formação Sergi e Formação Água Grande. Esses ciclos estão intercalados a seções pelíticas do Membro Capianga (Formação Aliança) e Formação Itaparica (Prates & Fernandes, 2015). Em sequência, com a ocorrência da ruptura da crosta, na Supersequência Rifte, um lago tectônico é originado com deposições arenosas a argilosas. Nas partes mais profundas do lago, sob ambiente anóxico, são depositadas argilas e matéria orgânica que estão relacionadas à Formação Candeias. Nas áreas mais subsidentes, ocorreram correntes de turbidez que depositaram arenitos turbidíticos intercalados na seção pelítica. Com o aumento da subsidência iniciou-se a sedimentação da Formação Maracangalha com grandes sequências de arenitos turbidíticos do Membro Caruaçu. Sob a sedimentação lacustre, se estabeleceu uma progradação de um sistema flúvio-deltaico da Formação Marfim sobreposto por um sistema da Formação Pojuca. No Andar Buracica (Neobarremiano), iniciou- se o assoreamento da bacia, com sedimentação fluvial da Formação São Sebastião (Prates & Fernandes, 2015; Silva et al., 2007). A fase pós-rifte caracteriza-se pelos conglomerados da Formação Marizal (Neo-aptiano). Essa sequência recobre parcialmente a supersequência sin-rifte, apesar de não estar relacionada com a subsidência térmica (Silva et al., 2007; Prates & Fernandes, 2015). Estima-se que a seção sedimentar preservada possua uma espessura na ordem de 6.900 metros. As formações, grupos e poços a serem analisados estão representados na figura 1. De forma análoga, o Grupo Itararé, Bacia do Paraná, será abordado na pesquisa em relação aos processos de fluidização e liquefação e as suas propriedades de fácies reservatório. Ambas as áreas serão utilizadas a fim de compreender como esses processos de remobilização influenciam nas propriedades petrofísicas, petrográficas e geoquímicas. O Grupo Itararé é uma unidade litoestratigráfica permo-carbonífera complexa devido ao contexto deposicional-paleogeográfico e cronoestratigráfico. Ocorrem diversas descontinuidades marcadas em suas litofácies. Sua complexidade pode ser atribuída às condições glaciais dominantes no momento da deposição que gerou uma variedade de fácies e sistemas deposicionais (Castro, 1999; Arab et al, 2009). O Grupo Itararé aflora nos estados de Minas Gerais, São Paulo, Goiás, Mato Grosso Mato Grosso do Sul, Paraná, Santa Catarina e Rio Grande do Sul. França & Potter (1988) identificaram três grandes ciclos estratigráficos e subdividiram em âmbito regional três formações; Lagoa Azul, Campo Mourão e Taciba. A Formação Lagoa Azul, é constituída pelos membros Cuiabá Paulista composta por arenitos e Tarabaí composta por diamictitos, folhelhos e arenitos. A Formação Campo Mourão se constitui de folhelhos e diamictitos. A Formação Taciba é composta pelos membros Rio Segredo constituída por arenitos e conglomerados e Chapéu do Sol composta por diamictitos.

Figura 1: Mapa litológico da Bacia do Recôncavo e localização dos poços selecionados

Estado da arte As estruturas de remobilização são geradas a partir da deformação em sedimentos não consolidados. Esses processos ocorrem a partir de colapsos gravitacionais, injeções de areia devido ao aumento de pressão nos fluidos dos poros, remobilizações devido ao movimento dos fluidos e deformações locais (Lowe, 1975). Essas estruturas são geradas quando mecanismos de deformação como fluidização ou liquefação atuam nos sedimentos não consolidados (Owen, 1987). A fluidização ocorre quando um cisalhamento direcionado para cima do fluido, através de um meio poroso, neutraliza o peso do grão, reduzindo a resistência do material (Lowe, 1976). As prováveis estruturas geradas são de carácter local como espaces de água, estruturas do tipo pilar e diques clásticos. Esse processo pode também gerar novas estratificações (Lowe, 1975). A liquefação ocorre quando o peso do grão é temporariamente transferido para o fluido dos poros, através de um colapso no empacotamento dos grãos ou através do aumento na pressão do fluido nos poros (Lowe, 1976). As estruturas geradas por esse processo são estruturas difusas que deformam a estratificação existente (Owen, 1996). A liquefação se desenvolve nas areias através de um gatilho, como vibrações ou rápida deposição de sedimentos (Owen & Moretti, 2011). A permeabilidade consiste na capacidade da rocha permitir a passagem de fluido por seus poros interconectados, sendo classificada em absoluta, efetiva e relativa. A permeabilidade absoluta consiste na capacidade do meio poroso transmitir fluidos, a permeabilidade efetiva está na capacidade de escoamento de uma fase fluida em presença de outras fases e a permeabilidade relativa é a razão entre a permeabilidade efetiva do fluido e a permeabilidade absoluta da rocha (Cosentino, 2001, Flores et al., 2006). A unidade de permeabilidade é o Darcy, que permite o fluxo de 1cm³/seg de fluido de viscosidade através de uma seção transversal de 1cm² a uma diferença de pressão de 1 atm (Flores et al., 2006, Ribeiro et al., 2016) A porosidade pode ser definida em primária e secundária. A porosidade primária é aquela preservada após a deposição e compactação inicial, depende da característica textural dos sedimentos. A porosidade secundária está relacionada a processos diagenéticos. A porosidade pode também ser classificada como efetiva onde o volume dos poros está efetivamente disponível para ser ocupado por fluidos livre e porosidade total que se consiste do volume dos poros (Cosentino, 2001). Através da fluorescência de raios-X é possível determinar a concentração dos elementos químicos presentes, o mecanismo de detecção se baseia na excitação de uma amostra por raios-X. Um feixe de raios-X primário excita raios-X secundários que possuem comprimentos de onda característicos dos elementos presentes na amostra (Rollinson, 1995).

Material e Métodos Os métodos a serem empregados para a elaboração do trabalho contemplam levantamento bibliográfico das áreas de estudo e da caracterização de reservatórios de baixa permeabilidade. A aquisição de dados em afloramentos será realizada através de trabalhos de campo pela descrição macroscópica, aquisição de dados petrofísicos e geoquímicos, além da coleta de amostras para realização de lâminas petrográficas e análises em laboratórios. Os dados petrofísicos serão adquiridos através dos equipamentos gamaespectrômetro e minipermeâmetro. O Equipamento gamaespectrômetro, em contato com a rocha, adquire as concentrações de urânio, tório e potássio através da detecção de raios gama emitidos durante o decaimento radioativo natural desses elementos. O mini permeâmetro mede a permeabilidade das rochas pela pressão fornecida por uma bomba de ar e o tempo decorrente para a equalização da pressão (Slatt, 2006). Os dados geoquímicos serão adquiridos através do equipamento de fluorescência de raios-X portátil. A análise laboratorial será realizada a partir da coleta de amostras em campo a partir dos métodos difratometria de raios X e descrição de lâminas. A difratometria de raios X permite a caracterização mineralógica das rochas e a identificação das fases cristalinas dos minerais. A descrição de lâminas permite a descrição do arcabouço mineralógico, descrição da cimentação e obtenção da porosidade por meio da contagem de 300 pontos a partir da impregnação prévia de resina líquida azul. A partir dos dados obtidos em afloramentos e testemunhos, serão realizados perfis de afloramentos descritos em relação aos dados adquiridos de porosidade, permeabilidade, grau API e elementos geoquímicos. Esses perfis serão utilizados em comparação com os perfis dos poços. Serão realizados gráficos da relação entre a permeabilidade e porosidade por fácies e a relação entre essas propriedades em testemunhos e afloramentos. Os dados geoquímicos serão comparados com os valores de permeabilidade e porosidade para avaliar a relação da presença de argilominerais ou outros constituintes que influenciam nessas propriedades.

Resultados Esperados A partir da obtenção dos dados e de suas análises espera-se compreender a influência dos processos de remobilização de arenitos nas suas propriedades petrofísicas. Espera-se também avaliar as heterogeneidades presentes e a sua influência na qualidade de reservatório dos arenitos estudados e ainda compreender a gênese da argila e sua influência da porosidade e permeabilidade. Os dados adquiridos na bacia do recôncavo serão comparados com os arenitos do Grupo Itararé, Bacia do Paraná, que possuem processos de sedimentação semelhantes, porém em contextos de bacias tectonicamente diferentes. A comparação com o análogo na Bacia do Paraná visa caracterizar as influências desses processos e quais são os principais fatores atuantes nos processos de remobilização. Almeja-se também compreender a variação geoquímica e possível proveniência entre os arenitos remobilizados e arenitos turbidíticos. Como resultado final, é esperado entender como os processos de remobilização de areias influenciam nas propriedades petrofísicas e então promover o avanço no entendimento de reservatórios não convencionais e os processos que atuam nesses reservatórios. A partir das análises obtidas, espera-se produzir e disseminar o conhecimento científico através de dois artigos. O primeiro artigo prevê a discussão da correlação das fácies e propriedades petrográficas, petrofísicas e geoquímicas e a interação de heterogeneidades com o sistema deposicional na Bacia do Recôncavo. O segundo artigo será em relação aos processos de formação de fluidização e liquefação e a influência de argilominerais descrito na Bacia do Recôncavo em comparação com os mesmos processos na Bacia do Paraná. Esse artigo possui como intenção descrever como esses processos influenciam em bacias tectonicamente diferentes e se é possível estabelecer relações em fácies semelhantes.

Atividades Futuras As lâminas de três poços selecionados serão descritas em julho de 2019 no centro de pesquisas da Petrobras, CENPES, no Rio de Janeiro. Em agosto de 2019 ocorrerá um campo de reconhecimento dos afloramentos na Bacia do Recôncavo. Em outubro, serão coletados os dados em afloramento a partir da utilização dos equipamentos gamaespectrômetro, mini permeâmetro e fluorescência de raios-x portátil. Serão também coletadas amostras para confecção de lâminas petrográficas e análises a partir do método difratometria de raios-x. Em 2020, serão descritos os testemunhos selecionados, assim como a coleta de dados petrofísicos.

Agradecimentos A presente pesquisa faz parte do projeto “Avaliação dos controles sedimentológicos, estratigráficos e tectônicos na distribuição e qualidade de reservatórios siliciclásticos” em convênio entre a Universidade Federal do Paraná (UFPR) e a Petrobras.

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Dados Acadêmicos Modalidade: Doutorado- até 12 meses. Data do Exame de Qualificação: (10/2021) Título original do Projeto de Pesquisa: Avaliação da influência de processos de remobilização na qualidade de reservatórios siliciclásticos. Data de ingresso na Pós-Graduação: 05/2019; Área de Concentração: Geologia exploratória; Linha de Pesquisa: Análise de bacias sedimentares; Possui bolsa: Sim, Petrobrás.

22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

STRATIGRAPHY, STRUCTURAL PATTERNS AND IMPLICATIONS FOR THE EMPLACEMENT OF THE CAPIRU COVER UNIT – SOUTHERN RIBEIRA BELT/PR

Larissa da Rocha Santos [email protected] Orientador: Prof. Dr. Leonardo Fadel Cury (Departamento de Geologia/UFPR) Coorientadora: Profa. Dra. Anelize M. Bahniuk (Departamento de Geologia/UFPR)

Key-words: Tectonostratigraphy, nappe emplacement, paleogeography, Capiru Formation

Introduction Thrust sheets or nappes are the elementary geological structures in compressional orogens. The basic definition (McClay and Price, 1981 or Merle, 1998) considers the nappe to be a large-scale, allochthonous tectonic sheet-like body, which was displaced along a basal, originally nearly horizontal fault. The most commonly used division of thrust sheets is based on the presence or absence of crystalline basement rocks in a single sheet. If the basement rocks are widely involved, the thrust is a so- called thick-skinned (Hatcher and Williams, 1986). The thin-skinned thrust sheets (or superficial or cover nappes) consist of a really extensive, but relatively thin blocks of prevalently low-metamorphosed sedimentary rocks, displaced on a thrust plane to the distance reaching tens of kilometers. Most cover nappes completely lost connection with their homelands and their root areas are only tentatively identifiable. The first discussions about the nappe-like geometry in CF were attained by Fiori (1991), where the main regional structures and trends were identified. Overlooking the nature of driving forces, a weak base induced by mechanically weak rocks and overpressure fluids seems to play a key role in the motion of thrust sheets (Elliott, 1976). In this context, the preview stratigraphic stacking and its association with structural data, provide a new contribution to the possible emplacement mechanisms of the Capiru Succession, interpreted from deformation features and p-T data obtained from key-areas in the Capiru Formation.

Geological setting The Capiru Formation (CF), Southern Ribeira Belt, Parana State, Brazil (Figure 1) is a south- vergent stack thrust unit in the Curitiba Terrane. These thrust sheets were displaced from their original substratum during the Brazilian-Pan African collision, related to the West Gondwana collage (Heilbron, 2008). Most of the geological evidence suggests that this thin (1-2km) but relatively extensive thrust sheet bodies have been transported over the underlying Atuba Complex (?) rocks to a distance of several kilometers (Siga Jr, 1995; Faleiros et al., 2011). The nappe system where CF is inserted is “rootless”, which causes difficulties for structural studies focused on emplacement mechanisms. Furthermore its post-emplacement structural patters have been affected by numerous younger tectonic phases.

Methods Previous geological surveys were focused in the preserved stratigraphic sectors and detailed measured cross-sections drawn to a resolution of 50 to 200 cm, allowed the recognition of two major key-beds. From the stratigraphic correlation using the key-beds, a succession stacking model was established (Figure 2). To investigate the structural pattern of displaced successions with a view to the Capiru unit emplacement mechanisms, field profiles were selected for the structural analysis. Conventional methods of field structural analysis were used. Mesoscopic structures including folds, foliation, cleavages, stylolites and stretching and intersection lineations were assembled. Thin sections were prepared for petrographic studies and fluid inclusion analyses. Expected results This research is structured in three main goals: the first one aims to recognize preserved stratigraphic successions, describes the main characteristics of CF supported by faciology and stratigraphic works, description and interpretation of the main stratigraphic key-beds. The second stage has the purpose of analyzing provenance to confirm the genetic association between the previously described successions and establish source areas to subsidize the discussion about CF paleogeography. Finally, with the obtained geological information, including stratigraphic, structural, paragenesis and metamorphic facies, the knowledge about the paleotectonic environment of the unit will be better understood.

Figure 1: Simplified geologic map of the Capiru Formation (Adapted from Fiori et al., 1985; Santos et al., 2018).

Preliminary results The preliminary results contained in this abstract refer to the second part of this project. Stratigraphic sections listed in Figure 2 represent the main units that constitute the CF.

Lithoestratigraphy The previous works discussing the complex stratigraphy of the CF were addressed by Fiori (1991) and Fiori and Gaspar (1993). At the time, three units delimited by major faults were identified, from bottom-to-top, named as lithological assemblies: Juruqui, Rio Branco and Morro Grande. After the stratigraphic detailed survey coupled with the correlation through the key-beds and their relations with the main structures, we discuss here a stratigraphic proposal for the previous identified units, keeping the original criteria discussed in Fiori (1991).

a) Basal unit The basal unit consists of i) a bottom unit, that comprises micaceous and lithic quartzites, normal grading to granoblastic fine quartzites; ii) a top unit of quartz-sericite-phyllites±magnetite. The contact between these units is transitional. Rare occurrences of sedimentary structures are observed, where the parallel lamination and normal grading beds were described.

b) Morro Grande/ Juruqui Succession The Morro Grande – Juruqui unit comprises a basal succession that includes i) ferruginous quartzites and phyllites that grade into a ii) rhythmic succession. The main found sedimentary structures are cross- stratifications, heterolithic strata, mud-draped climbing ripples and bundles. Overlaying the rhythmic succession a unit with iii) carbonaceous meta-argillites, meta-marls and metadolomites interbedded in cm layers are observed. Above the siliciclastic/carbonate transition, a succession with well bedded, laminated and stromatolitic metadolomites consists in the top of the Morro Grande-Juruqui unit.

c) Rio Branco Succession The Rio Branco unit comprises metadolomitic rocks (classified as marbles and meta- mudstones, packstones and grainstones) interbedded with quartzite sharp beds and lenses at the bottom and medium to fine well sorted meta-sandstones beds at the top. The main observed sedimentary structures are oolitic carbonates, possibly giant ooide structures and tabular cross-stratification and truncated sets of cross-stratification.

Mechanical stratigraphy of the Capiru Unit Along with a stress field state, strain rates and p-T conditions, the lithology of deformed rocks units is one of the main factors controlling the mode of deformation. It plays a significant role especially in deformation of upper crustal sedimentary rocks where contrasts in rheology between deformed strata is occasionally high and layers should accommodate strain in a different way. From the physical point of view, the Capiru Succession is a typical multilayer complex. In this sense, four main rheologically different complexes were defined in order to fit the purpose of this work. i) ~350m of poorly bedded quartzites. High strength of the complex predetermined it to act as a rigid frame of the lower part of the deformed succession. ii) ~350m thick horizon of phyllites interbedded with quartzite beds. Due to its weakness and plasticity it plays a detachment (?) function. iii) ~150m of meta-argillites, meta-marlstones and bedded dolostones, with a high tendency to buckling strain and interlayer slip. iv) ~300m complex of massive carbonates, causing a second rigid frame into the unit.

Structural analysis Since different structural styles and different deformation mechanisms reflect the same tectonic history in the above defined rock complexes, they are characterized separately in this section.

Phyllite-schists tectonofacies – Main detachment horizon? The phyllites and schists underlying the basal unit display rare preservation and scarce outcropping that do not allow us to study the strain in rocks comprising its relation with the “overlying” units. For the purpose of this work, we identified these units as rocks of the Setuva Formation. Upward in the section some horizons of quartzites with phyllites are refolded to recumbent folds, with roughly E-W trending sub-horizontal fold axes.

Quartzite complex of the basal unit The quartzite complex constitutes the lower rigid frame of the Capiru Succession. Poor bedding and insignificant content of incompetent beds caused the whole complex to act as a huge single layer with high ability to brittle deformation. Large-scale duplexes and megafolds are typical map-scale features mainly in the frontal or rear (?) parts, southward plunging digitated, controlled by partial thrust units.

Phyllite complex of the basal unit A rich spectrum of mesostrucutures in this complex was conditioned by its rheological proprieties. Pre-existing planar anisotropy was further intensified by layering rotation and development of the S1 foliation. Numerous planar structures prone to slip undergo a complicated structural overprinting. Nevertherless, the widespread set of D1 structures comprising F1 folds, S1 foliation and P1 paragenesis are markedly developed. The overturned or recumbent F1 mesofolds are the most frequent remnants of the D1 stage. They mostly represent later strongly sheared, flattened and rotated folds related to large scale folds and thrusts. The S1 cleavage is moderately north-dipping in the normal and sub-horizontal in the inverted fold limbs, where it is also more pervasive. Sub-horizontal to gently plunging L1 lineations (fold axes or hinge lines and cleavage/bedding intersection) with mean E-W to ENE-WSW trends suggest a N-S to NNW- SSE compression. Reorientation of primary layering (S0) and development o S1 foliation during the D1 stage led to an increase of anisotropy and enhanced its ability to slip. Therefore, deformation frequently occurred by slipping along suitably oriented pre-existing planes (mainly S0). Thus besides rotation, flattening and segmentation, new associations of shear-like structures and/or thrust related F2 folds are the most common results of the D2 phase. Sub-horizontal to gently north dipping shears with top to the SE kinematics represents reactivated or newly formed structures. The bedding-cleavage relationships in this case correspond well to the flexural flow model of a thrust sheet overcoming a frontal ramp.

Figure 2. Main features of the Capiru Succession. A) Sketch of the main lithostratigraphic units of the CF; B) Main features of the described units; C) Tectonic sketch of the Capiru cover unit. D) Mechanical stratigraphic layering model.

Siliciclastic-carbonate transition of Morro Grande Succession Regardless of its high original anisotropy, the structural character seems to be partly conditioned by the underlying rigid complex by impeding small-scale folding. Instead folds, low-angle planar fabric in the metashales and small thrusts are common. The role of the Morro Grande transition as a secondary (?) detachment horizon is revealed by several partial nappe units occurring in the frontal parts of the nappe system overlying the Rio Branco carbonate complex (stratigraphic inversion).

Rio Branco carbonate Succession The carbonate complex constitutes the second rigid frame of the Capiru Succession. Special attention has been devoted to the basal parts of this unit: at lower parts large-scale duplexes and partial thrust units are observed. Several generations of contraction (styolites, weak fracture cleavage) and brittle structures with complicated cross-cutting relationships are wide-spread. In several frontal areas “megastylolitic” contact with underlying phyllites apparently resulted from complete dissolution, quartz veins, venulation and recrystallized fabrics are common. At the “rear” parts, preserved sedimentary structures are recognized and degree of recristalization decreases.

Preliminary conclusions The Capiru cover unit is characterized as an extensive but thin allochthonous body. Originally, the Capiru Succession was deposited in a basin that records at least two different environments: a basinal domain with shallow-water succession passing into a carbonate-type shelf area. The structural evolution records several stages of deformation. The nappe body is regarded as a lithologically variable and rheologically stratigfied multilayer unit with presence of two potential detachment horizons, exhibiting a downwardly increasing significance for the nappe transport. i) First horizon: contact between quarztites and phyllite complex of the basal unit: The presence of tectonofacies in phyllites points out to the presence of a tectonic contact between these two units. ii) Second horizon: contact between Morro Grande-Juruqui Succession and Rio Branco Succession: the presence of stratigraphic inversion in the frontal sectors of the main structure and rotational beds within the LMB1 (Figure 2), corroborate the interpretation of a main thrust sheet and slip of the siliciclastic rocks over the metadolomites. The presence of the HP domains recognized in the LMB1 rocks (Figure 2) allow us to interpret a possible detachment horizon with development of: kyanite-chloritoid-muscovite-quartz rocks.

Future steps Petrotectonic analysis, building of structural models coupled with ages and provenance data will provide support for the paleoenvironmental and paleotectonic environment interpretation.

Acknowledgments This research has the financial support of the MICROBIAL Project: a partnership between PETROBRAS, Federal University of Parana (UFPR) and Federal University of Parana Foundation (FUNPAR).

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Dados Acadêmicos Nível: doutorado – acima de 12 meses; Data de qualificação: março/2020; Área de concentração: geologia exploratória; Linha de Pesquisa: evolução crustal; Título original do projeto de pesquisa: paleogeografia e geotectônica da Formação Capiru/PR; Bolsa de pesquisa: Projeto Microbial. 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Revisão bibliográfica sobre a Bacia Bauru

Liliane Maia Tcacenco Manzano [email protected] Orientador: Luiz Alberto Fernandes (Departamento de Geologia/Universidade Federal do Paraná)

Palavras-chave: Cretáceo Superior, Bauru, Caiuá Introdução Os artigos sobre a Bacia Bauru têm sido publicados de forma relativamente constante em periódicos de grande circulação ao decorrer da última década (Basilici et al. 2012; Fernandes e Magalhães Ribeiro 2014; Batezelli 2015 e Menegazzo et al. 2016). Em estudo de detalhe nas referências bibliográficas pode-se constatar que a evolução do conhecimento sobre a Bacia Bauru baseia-se em pesquisas estratigráficas, paleontológicas e de evolução tectonosedimentar desenvolvidas predominantemente na parte oriental: estados de São Paulo, Paraná e Minas Gerais (Triângulo Mineiro). A pesquisa de doutorado pretende fazer o detalhamento litoestratigráfico da Bacia Bauru nos estados do Mato Grosso do Sul, Mato Grosso e Goiás. Assim, estudos com esse enfoque são de extrema importância, visto que, no Mato Grosso do Sul, mais da metade do estado é representado pelo Grupo Caiuá Indiviso (CPRM, 2006). A hipótese que norteia a pesquisa de doutorado é se a revisão litoestratigráfica, à luz de novas propostas da literatura e o mapeamento da parte ocidental, permitirá revisar e apresentar um novo modelo de evolução tectono-sedimentar para essa parte da Bacia Bauru; e, além disso, uma eventual atualização para toda a bacia. Localização da área de estudo e contexto geológico A sequência sedimentar neocretácea que preencheu a Bacia Bauru ocorre em área de aproximadamente 370.000 km2, compreendendo os estados de Minas Gerais, São Paulo, Paraná, Mato Grosso do Sul, Goiás e Mato Grosso (Figura 1). Essa sequência é composta por dois grupos cronocorrelatos: Caiuá (formações Rio Paraná, Goio Erê e Santo Anastácio) e Bauru (formações Uberaba, Vale do Rio do Peixe, Araçatuba, São José do Rio Preto, Presidente Prudente e Marília, além dos analcimitos Taiúva; Fernandes e Coimbra, 2000), podendo apresentar espessura máxima preservada de cerca de 480 metros (Fernandes e Magalhães Ribeiro, 2014).

Figura 1. Mapa geológico da Bacia Bauru. Fonte: Fernandes & Magalhães-Ribeiro (2014) com a parte ocidental (MS, MT e GO) compilada de CPRM (2006). A ausência de estudos descritivos, principalmente no Mato Grosso do Sul, enfatizados por Weska (2006); Basilici et al., (2007), Dal’ Bó, (2008) gera apenas especulações sobre a deposição sedimentar na parte ocidental da Bacia Bauru. Com isso, a área de estudo da pesquisa de doutorado necessita de uma revisão crítica de modelos propostos para a parte oriental, apoiados em estudos descritivos de distribuição de associações faciológicas e da evolução dos tratos de sistemas deposicionais. A pesquisa ora apresentada tem como objetivo a revisão bibliográfica da Bacia Bauru em toda sua extensão. A pesquisa de doutorado propõe, rever estratigráfica e cartograficamente em escala regional (1:1.000.000) a parte ocidental da Bacia Bauru: Mato Grosso do Sul, Mato Grosso e Goiás. Os principais objetivos específicos da pesquisa de doutorado são: (1) caracterizar as associações de fácies/unidades litoestratigráficas da parte ocidental da bacia, suas relações estratigráficas e sua distribuição regional; (2) apresentar modelo da distribuição das grandes unidades litoestratigráficas em subsuperfície para a parte ocidental da bacia; (3) estabelecer a correlação com subdivisões estratigráficas mais refinadas da parte oriental da bacia, e (4) revisar modelos e contextos deposicionais para toda a bacia, integrando o conhecimento de maior detalhe da parte oriental existente com o gerado na pesquisa sobre a parte ocidental. Evolução do conhecimento da Bacia Bauru A descrição de uma cobertura suprabasáltica foi inserida na literatura geológica como “Grés de Bauru” em 1905 (Gonzaga de Campos apud Fernandes 1992). Com o decorrer dos anos, destacam-se algumas fases de estudo para o conhecimento dessas rochas sedimentares: a) pioneira (1905 até 1940): reconhecimento de uma unidade suprabasáltica; b) caracterização (anos 1950 e 1960): estudos sedimentológicos, litológicos e fossilíferos (Freitas 1955; Hasui 1968; Mezzalira 1964); c) mapeamentos regionais e estabelecimento de estratigrafia regional (Landim e Soares 1976; Coimbra 1976; Brand Neto 1978; Soares et al. 1980; Suguio 1981; SBG/SP 1981); d) revisões estratigráficas (Barcelos et al. 1981; Coutinho et al. 1982; Fernandes 1992, 1998; Fernandes & Coimbra 2000; Fernandes 2004; Batezelli 2005, 2007, 2015 e Paula e Silva 2006); e) contexto tectônico (Fernandes 1992; Batezelli 2015 e Menegazzo et al. 2016). A elevação dos arenitos/rochas Bauru à categoria de Grupo Bauru foi proposta por Soares et al. (1980). Nesse estudo os autores dividiram o Grupo Bauru em formações Caiuá, Santo Anastácio, Adamantina e Marília. Posteriormente, a Formação Adamantina foi dividida em membros Araçatuba e São José do Rio Preto; e a Formação Marília em membros Ponte Alta, Echaporã e Serra da Galga (Barcelos e Suguio, 1987). A Bacia Bauru (Fernandes 1992; Fernandes e Coimbra 1995, 1996) é classificada como cratônica, continental e principalmente de subsidência mecânica (Fernandes 1998). O entendimento das unidades pós-basálticas como uma bacia foi realizado com base na distribuição faciológica das unidades cretáceas, constatando-se assim que se tratou de um evento diferente da sedimentação pertencente à Bacia do Paraná. Menegazzo et al. (2016) indicam o desenvolvimento da Bacia Bauru como resposta à carga supracrustal e deflexão flexural resultantes do início da orogenia andina. Esses autores indicam as bacias Bauru, e provavelmente, Solimões e Parecis como sendo províncias back- bulge de um retroarc foreland system, desenvolvido no oeste da América do Sul. Fernandes (1998) cita a influência da orogenia andina, já mencionada por outros autores. Com estudos descritivos na parte oriental da Bacia Bauru, Fernandes (1992) nomeou as formações Rio Paraná e Goio Erê. Em 1998, propôs a divisão do preenchimento da Bacia Bauru em dois grupos: Caiuá e Bauru, sendo o Grupo Caiuá formado pelas formações Rio Paraná, Goio Erê e Santo Anastácio e o Grupo Bauru pelas formações Araçatuba, Vale do Rio do Peixe, São José do Rio Preto, Uberaba e Marília. Alguns estudos não reconheceram as divisões para o Grupo Caiuá (Fúlfaro e Perinotto 1996; Batezelli 2003; Paula e Silva 2006). Esse útimo utilizou perfis e testemunhos de poços, definindo duas novas formações que se restringem à subsuperfície, designadas formações Pirapozinho e Birigui. Porém, Perrota (2005), no mapa geológico do estado de São Paulo e CPRM (2006) adotaram as divisões propostas por Fernandes (1998). Além disso, na revisão das cartas estratigráficas brasileiras, Milani et al. 2007 também utiliza a subdivisão estratigráfica proposta por Fernandes (1998), separando a Bacia Bauru da Bacia Sedimentar do Paraná (indicada na carta estratigráfica da Bacia do Paraná, a partir do Cretáceo superior). As mudanças paleoambientais são objetos de estudos frequentes para Bacia Bauru. Alguns artigos apontam ciclos de influência climática na formação de paleossolos da Formação Marília (Basilici et al., 2009; Basilici e Dal Bó, 2011); presença de calcretes nos grupos Caiuá e Bauru; influência do paleoclima na formação de calcretes na Formação Marília (Dal ‘Bó et al., 2009) e da influência da biota na formação desses calcretes (Rodrigues et al., 2019). A evolução e o contexto paleoambiental da

Bacia Bauru relatada por Fernandes e Magalhães Ribeiro (2014) indica condições semiáridas nas margens da bacia a condições desérticas no interior da bacia, com fósseis preservados em fácies de origem fluvial (remobilização e transporte do material fossilífero). A espessura da Bacia Bauru na parte ocidental, diferentemente da parte oriental, ainda não está bem definida. No Mato Grosso do Sul e Goiás, pesquisas propõem espessuras máximas de 220 metros (Basilici et al. 2012) e 170 metros (Basilici et al. 2009; Basilici e Dal Bó, 2011). Perfis de poços tubulares profundos para captação de águas subterrâneas apresentam espessuras de, no mínimo, 170 metros, na região sul do Mato Grosso do Sul. Porém, é consenso de todos esses pesquisadores que há necessidade de estudos de detalhamento nessa parte da bacia (Bartorelli, 2012). As pesquisas recentes sobre a Bacia Bauru concentram-se no Grupo Bauru, em áreas no Triângulo Mineiro e região de Marilia - SP (Basilici et al. 2009; Basilici e Dal Bó 2011; Basilici et al. 2012; Nascimento et al. 2017; Silva et al. 2017; Sampaio et al. 2017; Soares et al. 2018; Batezelli et al. 2019; Delgado et al. 2019; Martinelli et al. 2019). Material e métodos Para parte da pesquisa da tese foi realizada uma revisão da literatura que compreende dois temas principais: a litoestratigrafia e o contexto tectono-deposicional da bacia. Para isso, foram buscados os periódicos científicos da área, com enfoque na evolução do conhecimento da Bacia Bauru e as localidades que têm sido estudadas nos últimos anos. Para o desenvolvimento da pesquisa de doutorado serão utilizados: (a) continuidade da revisão bibliográfica; (b) levantamentos de campo: foram previstas seções geológicas regionais que seccionam as principais unidades sedimentares em três campanhas; (c) levantamento e compilação de dados de subsuperfícies disponíveis (descrições litológicas de cerca de 300 poços tubulares para captação de água) utilizado para estabelecer a espessura de ocorrência em subsuperfície; e (d) análises laboratoriais: caracterização petrográfica, evolução diagenética e parâmetros granulométricos. Resultados preliminares e esperados Com base na revisão bibliográfica realizada até o presente optou-se para o desenvolvimento dessa pesquisa de doutorado por utilizar a classificação litoestratigráfica de Fernandes e Coimbra (2000), figura 2. A adoção dessa proposta, nesse momento da pesquisa justifica-se pelo fato de que ela fundamenta-se em mapeamentos litoestratigráficos regionais (Fernandes 1992, 1998), além da aceitação dessa nomenclatura na confecção do mapa geológico do estado de São Paulo (Perrota 2005), mapa geológico do Brasil (CPRM, 2006) e na carta estratigráfica da Bacia do Paraná (Milani et al. 2007). Os principais resultados esperados da pesquisa de doutorado são: 1) revisão e refinamento da estratigrafia da Bacia Bauru em Mato Grosso do Sul, Goiás e Mato Grosso; 2) apresentação do mapa geológico atualizado da parte ocidental da Bacia Bauru; 3) proposição de modelo da evolução tectonosedimentar da porção ocidental da Bacia Bauru.

Figura 2: Litoestratigrafia da Bacia Bauru (Fernandes e Coimbra, 2000) Discussões e conclusões Os estudos de revisão bibliográfica são essenciais no desenvolvimento e evolução das pesquisas. Além disso, essa etapa indica onde estão sendo concentradas as pesquisas e quais áreas possuem carências de informações. O conhecimento das características geológicas do substrato do centro-oeste brasileiro e sua variação regional são essenciais para subsidiar o planejamento (urbano, rural e agrícola), a exploração de recursos hídricos e minerais. Esse planejamento só terá resultados satisfatórios se houver mapeamento e caracterização das unidades geológicas, ressaltando-se assim, a importância do mapeamento geológico sistemático de áreas com carência de informações. Assim, espera-se refinar a cartografia e estratigrafia da porção ocidental da Bacia Bauru com base em levantamentos de campo, além da revisão e refinamento de modelos litoestratigráficos encontrados na literatura. Atividades futuras Nos próximos 12 meses de pesquisas serão realizados as seguintes atividades principais: 1) duas etapas de levantamentos de campo, sendo: 1ª campanha: sul/sudeste do Mato Grosso do Su); 2ª campanha: centro – norte/nordeste do Mato Grosso do Sul, sul – sudeste do Mato Grosso e sul – sudoeste de Goiás); 2) tratamento dos dados obtidos em campo, seleção e encaminhamento de amostras para confecção de seções delgadas; 3) elaboração de resumos para apresentações no 50° Congresso Brasileiro de Geologia e 10º Simpósio do Cretáceo no Brasil; 4) confecção de artigo do mapeamento realizado a ser apresentado no exame de qualificação de doutorado, novembro de 2020. Agradecimentos O presente trabalho foi realizado com apoio da Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior - Brasil (CAPES) - Código de Financiamento 001. A pesquisa vincula-se ao grupo de pesquisa CNPq/UFPR “Ambientes deposicionais continentais Mesozoico-Cenozoicos” e o orientador possui bolsa de produtividade em pesquisa do CNPq. Referências Barcelos, J.H.; Landim, P.M.B.; Suguio, K. 1981. Análise estratigráfica das seqüências cretácicas do Triângulo Mineiro (MG) e suas correlações com as do Estado de São Paulo. In: SIMPÓSIO REGIONAL DE GEOLOGIA, 3., Curitiba, 1981. Atas. Curitiba, Sociedade Brasileira de Geologia/Núcleo SP. v.2, p.90-102. Barcelos, J.H.; Suguio, K. 1987. Correlação e extensão das unidades litoestrátigráficas do grupo bauru, definidas em território paulista, nos estados de MG, GO, MS e PR. In: Simposio Regional de Geologia, Rio Claro, SBG-SP, p.313-321 Bartorelli, A. 2012. Arenitos Caiuá na região do Pontal do Paranapanema. In: Geologia do Brasil. Yociteru Hasui, Celso Dal Ré Carneiro; Fernando Flávio Marques de Almeida; Andrea Bartorelli. (Org.).. 1ed. São Paulo: Beca-BALL edições, 2012, v. 1, p. 514-519. 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Caracterização morfodinâmica da praia do Sonho, Palhoça – Santa Catarina

Lucas Akio Iwakura [email protected] Orientador(a): Maria Cristina de Souza (Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná)

Palavras-chave: Transporte longitudinal, Perfil praial, Geomorfologia costeira.

Introdução Embora as praias oceânicas ocupem apenas uma pequena parcela dos continentes elas assumem considerável importância socioeconômica e ambiental (Hoefel, 1998). Até o começo da década de 90, cerca de 20% da população brasileira vivia em municípios costeiros, ou seja, a uma distância em geral não superior a 20 km do mar (Muehe, 1994) e atualmente, segundo o IBGE (2010), essa população teve um aumento considerável saltando para 26,6%. Essa ocupação na região costeira é mais elevada devido principalmente à disponibilidade de recursos, fácil acesso e oferta de melhor qualidade de vida (Strohaecker, 2008). No entanto, a zona costeira brasileira, de forma genérica, aponta registros do predomínio erosivo em relação aos trechos de progradação (Muehe, 2005). Além disso, nos últimos anos tem sido registrado um aumento de ocorrências de eventos extremos (tempestades e ondas de calor) com consequente aumento da ação erosiva das ondas no litoral (Muehe, 2018). A praia do Sonho (Figura 1), localizada no município de Palhoça – SC, é um exemplo de como a erosão costeira e a dinâmica sedimentar podem modificar a geomorfologia e colocar em risco a população adjacente a essa região. Segundo Iwakura (2018) a praia do Sonho apresentou retração de até 106,6 m da linha de costa (Setor Norte e Sul), entre 1937 e 2018, acentuada nas últimas décadas como possível consequência da intensa urbanização. Além disso, essa região apresentou forte progradação da linha de costa no Setor Central no mesmo período estudado, indicando um aumento da largura da faixa de sedimentos inconsolidados (Figura 2). A partir dessas variações pôde-se inferir a hipótese de que a área de estudo apresenta uma variação da morfologia praial causada pelo transporte longitudinal de sedimentos do Setor Norte para o Setor Central. Rio Maciambu

Baía Sul

Baía Sul Florianópolis

Ponta do Palhoça Papagaio

CordõesCordões litorâneos litorâneos Complexo de duna frontal Praia Duna frontal plana Sedimento estuarino Duna parabólica ativa DeltaDelta de de maré maré enchente DepósitosDepósitos aluviais, aluviais, Embasamento cristalino estuarinosestuarinos e/ou e/ou paludiais paludiais Oceano Atlântico

Figura 1. Localização da área de estudo. Ambientes deposicionais predominantemente de dunas (frontal, plana e parabólica). Fonte: modificado de Hesp et al. (2009) e IBGE (2017).

Do ponto de vista geomorfológico a praia do Sonho é constituida por duas faces distintas (Norte e Leste) e delimitada à Sudeste pela Ponta do Papagaio e à Noroeste pela desembocadura do rio Maciambu, totalizando 5,5 km de extensão, e está ancorada na planície costeira da Pinheira. Segundo Melo et al. (1997), ambas as faces recebem influência direta do fluxo de correntes de maré (enchente e vazante) da baía Sul de Florianópolis. Em relação a geologia, Tomazzoli et al. (2018) caracterizam o contexto predominante da planície costeira da Pinheira, onde a área de estudo está inserida. Além do embasamento cristalino Neoproteróico (Granito Ilha) cortado por diferentes tipos de diques, a região é coberta por depósitos eólicos, fluviolagunares, paludiais e marinhos. Na perspectiva socioeconômica, a região em torno da praia do Sonho teve sua urbanização impulsionada a partir da década de 80 quando o Decreto n° 8.857 de setembro de 1979 desanexou parte das terras do Parque Estadual da Serra do Tabuleiro, entre elas as praias da Pinheira, Vilas da Pinheira, Guarda do Embaú e praia do Sonho, num total de 660 hectares (Brasil, 1979). A partir disso foram construídos acessos através das estradas vicinais da SC-433, assim como loteamento sobre o sistema dinâmico da praia e sobre a vegetação fixadora de dunas, desencadeando o desenvolvimento da região e consequente valorização e diversificação econômica do balneário através do turismo (Murialdo, 1999).

Figura 2. Variação da morfologia praial a partir do deslocamento da linha de costa da praia do Sonho (1937-2018). Fonte: Iwakura (2018). Para melhor compreensão da dinâmica costeira da região este trabalho tem como objetivo principal analisar, do ponto de vista morfodinâmico e sedimentológico, a praia do Sonho. Dentre os objetivos específicos estão (i) descrever os agentes hidrodinâmicos atuantes na área, (ii) caracterizar e classificar a distribuição granulométrica e composição dos sedimentos ao longo do sistema e (iii) evidenciar o padrão de deriva litorânea e as condicionantes para um possível transporte longitudinal de sedimentos. Este trabalho justifica-se pela necessidade de gerar insumos para as secretarias de planejamento do municipio como forma de aprimorar a gestão costeira garantindo a segurança socioeconômica e ambiental da região.

Estado da arte A abordagem da morfodinâmica para estudo de sistemas costeiros permite integrar observações acerca da dinâmica e morfologia dos agentes ambientais resultando numa descrição completa e coerente sobre o sistema praial (Calliari et al., 2003). Apesar dos perfis de praia serem utilizados desde a década de 30, a concepção de estágios praiais associados a regimes hidrodinâmicos específicos foi

caracterizada pela Escola Australiana de Geomorfologia Costeira apenas a partir da década de 70. Estudos de Wright et al. (1978; 1979) e Wright & Short (1981; 1983; 1984) fornecem uma visão geral da contribuição de vários parâmetros ambientais para a descrição e classificação de ambientes costeiros. A partir dos anos seguintes diversos autores colaboraram para a análise e caracterização destes ambientes, contribuindo na construção de novos parâmetros e técnicas de monitoramento praial. Passadas 4 décadas dos primeiros estudos sobre a morfodinâmica dos ambientes costeiros, Pilkey & Cooper (2014) em uma perspectiva global, assim como Muehe (2018) em escala nacional, apresentam um panorama do estado da arte sobre a dinâmica das zonas costeiras. No Brasil, estados do Sul e Sudeste expressa até 49% da linha de costa sob processo erosivo assim como nos estados do Norte e Nordeste, de forma generalizada, até 65%. Este padrão não é exclusivo do cenário brasileiro, Mentaschi et al. (2018) concluiram, através de 2 milhões de transectos virtuais ao redor do globo, que 28.000 km² de superfície terrestre foram erodidos entre 1984 e 2015 tendo os agentes antrópicos emergindo como os fatores dominante desta mudança.

Material e Métodos A metodologia adotada na presente pesquisa tem o propósito de dar embasamento aos objetivos específicos e consequentemente ao objetivo geral a fim de sustentar a hipótese formulada (Figura 3). Para a elaboração deste trabalho serão realizados: • Monitoramento morfodinâmico de perfil praial sazonal (Wright & Short, 1984) de 8 transectos, sendo 3 no Setor Norte, 3 no Setor Central e 2 no Setor Sul. • Estudo granulométrico (Wentworth, 1922; Folk & Ward, 1957) através da coleta sazonal de 3 amostras de sedimentos superficiais por transecto (linha d’água, face da praia e base da duna) totalizando 24 amostras por campanha. • Estudo de minerais pesados através da amostragem de sedimentos da face praial com espaçamento de 500 m entre cada ponto de coleta. Essas coletas serão realizadas em duas campanhas (inverno e verão). • Medição da velocidade de corrente litorânea sazonal através do método Sentinela do Mar (Melo Filho, 1991) além da revisão bibliográfica e aquisição de dados referentes à caracterização climática e de ondas (Wavewatch III®).

Figura 3. Fluxograma dos métodos para a realização da pesquisa.

Atividades Futuras Para a realização do presente trabalho serão realizadas 4 visitas de campo para a coleta de amostras, monitoramento morfodinâmico dos perfis e medição da velocidade de correntes. As coletas em campo serão realizadas nas seguintes data: 08/08/2019, 13/10/2019, 10/01/2020 e 08/04/2020.

Além disso as análises laboratoriais, assim como a fundamentação teórica serão desenvolvidas ao longo dos anos de 2019 e 2020. Agradecimentos Agradeço ao Laboratório de Estudos Costeiros – LECOST e à Profa. Dra. Maria Cristina de Souza pela orientação da presente pesquisa.

Referências Brasil. 1979. Decreto Estadual N° 8.857, de 11 de setembro de 1979. Dispõe sobre a desanexação de áreas do Parque Estadual da Serra do Tabuleiro e estabelece outras providências, 7 p. Calliari L.J., Muehe D., Hoefel F.G. Toldo Jr. E. 2003. Morfodinâmica praial: uma breve revisão. Revista Brasileira de Oceanografia, 51:63-78. Folk R.L., Ward W.C. 1957. Brazos river bar: a study in the significance of grain size parameters. Journal of Sedimentary Petrology, 27(1): 3-27. Hesp P.A. 2000. Coastal sand dunes. Form and function. CDNV Technical Bulletin No. 4. Massey University, 28 p. Hesp P.A., Giannini P.C.F., Martinho T.C., Silva G.M., Neto N.E.A. 2009. The Holocene Barrier Systems of the Santa Catarina Coast, Southern Brasil. In: Dillenburg S., Hesp P., Geology and Geomorphology of Holocene Coastal Barrier of Brazil. Lecture Notes in Earth Sciences ISSN: 0930-0317 Hoffel F.G. 1998. Morfodinâmica das praias arenosas oceânicas: uma revisão bibliográfica. Itajaí/SC. 92 p. Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística. 2010. Projeções e estimativas da população do Brasil e das Unidades da Federação. Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística. 2017. Projeções e estimativas da população do Brasil e das Unidades da Federação. Iwakura L.A. 2018. Evolução de linha de costa da praia do Sonho. Trabalho de conclusão de curso, UFSC. 107 p. Melo E., Martins R.P., Franco D. 1997. Standing wave tide at Florianópolis Bay (Brazil) and its influence on bay pollution. In: BORDOMER 97- Amenagement et Protection ee L'environment Littoral, Anais Bordeaux, França. Melo Filho E. 1991. Projeto Sentinelas do Mar: instruções para efetuar as observações. COPPE, Universidade Federal do Rio de Janeiro, 11 p. Mentaschi L., Vousdoukas M.I., Pekel J., Voukouvalas E., Feyer L. 2018. Global long-term observations of coastal erosion and accretion. Scientific Reports, volume 8, Article number: 12876. Muehe D. 1994. Geomorfologia costeira. In: Guerra A.J.T, Cunha S.B (org.). Geomorfologia: uma atualização de bases e conceitos. Rio de Janeiro/RJ, 253-308 p. Muehe D. 2005. Aspectos gerais da erosão costeira no Brasil. Revista Mercator (ISSN: 1984-2201), 4(7):97-110. Muehe D. (org.). 2018. Panorama da erosão costeira no Brasil. Ministério do Meio Ambiente. 761 p. Murialdo M.S. 1999. Subsídios para a implementação de um programa de gestão costeira integrada para a praia da pinheira. UFSC. Pilkey O.H, Cooper J.A.G. 2014. The last beach. Duke University, 256 p. Strohaecker T.M. 2008. Dinâmica populacional. In: MMA. Macrodiagnóstico da zona costeira e marinha do Brasil. Brasília: Ministério do Meio Ambiente. Tomazzoli E., Pellegrin J.M., Nazareth E.R., Martins C., Souza K.I.S., Martins P.C.O., Prestes L.D., Miski G.L. Segundo E., Lelane, H.C. 2018. Aspectos Geológicos e Geomorfológicos da praia da Pinheira, Palhoça (SC). Resumo expandido, XII SINAGEO. Wentworth C.K., 1922, A scale of grade and class terms for clastic sediments: Journal of Geology, v. 30, p. 377– 392. Wright L.D., Thorn B. G., Chappell J. 1978. Morphodynamic variability of high energy beaches. In: International Conference on Coastal Engineering, 16. Hamburg, 1978. Proceedings. Hamburg, ASCE. p. 1180-1194. Wright L.D., Chappell, J., Thorn, B.G., Bradshaw, M. P., Cowell, P. 1979. Morphodynamics of refletive and dissipative beach and inshore systems: Southeastern Australia. Mar. Geol., 32(1-2):105-140. Wright L.D., Short A.D. 1981. Beach systems of the Sydney region. Aust. Geogr., 15:8-16. Wright L.D., Short A.D. 1983. Morphodynamics of beaches and surf zones in Australia. In: Komar P. D. ed. Handbook of coastal processes and erosion. Boca Raton, CRC Press, 35-64 p. Wright L.D., Short A.D. 1984. Morphodynamics variability of surf zones and beaches: a synthesis. Marine Geology, 56:93-118.

Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado. Data do Exame de Qualificação: junho/2020 Título original do Projeto de Pesquisa: Caracterização morfodinâmica da praia do Sonho, Palhoça – Santa Catarina Data de ingresso na Pós-Graduação: abril/2019; Área de Concentração: Geologia Ambiental; Linha de Pesquisa: Evolução, dinâmica e recursos costeiros;

22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Estratigrafia e evolução do depósito interderrames de Sertanópolis-PR, Província Ígnea do Paraná Lucas Albanese Valore [email protected] Orientador: Dr. Otavio A. B. Licht (Programa de Pós-Graduação em Geologia/UFPR) Coorientadora: Dra. Eleonora M. G. Vasconcellos (LAMIR/UFPR) Palavras-chave: depósitos vulcanoclásticos máficos, freatomagmatismo, sedimentação vulcanoclástica Introdução No centro-sudeste do continente sul-americano, está situada a Província Ígnea do Paraná (PIP), que, com uma área de cerca de 1 milhão de km2, é considerada a segunda maior Província Continental Basáltica (PCB) do planeta (Peate, 1989). Apesar de ser objeto de estudos geológicos desde a metade do século XIX (Licht, 2014), existem ainda diversas incertezas a respeito de seu arcabouço litológico e vulcanológico - produtos, dentre outros fatores, de sua imensa área e espessura. Essas incertezas têm motivado diferentes grupos de pesquisadores a se dedicarem, nas últimas duas décadas, à investigação detalhada de temas que incluem a vulcanologia física da PIP, o refinamento da tipologia geoquímica das lavas e a delimitação geocronológica mais precisa dos derrames basálticos (Thiede e Vasconcellos, 2010; Rossetti et al. 2018; Licht, 2018). Resultante da convergência dessas vertentes de pesquisa, o tema que concerne à estratigrafia da província vem sendo considerado um dos objetivos essenciais de futuras investigações geológicas sobre a PIP, tendo revelado complexidade crescente, à medida que novos questionamentos são aventados por pesquisas nessas áreas. Neste contexto, insere-se o subtema das camadas compreendidas entre derrames, que incluem litofácies diversas, vulcanogênicas, piroclásticas e sedimentares (Licht et al., 2015; Cañón-Tapia, 2018; Rossetti et al., 2018), e cuja caracterização pode auxiliar consideravelmente no entendimento estratigráfico da PIP. Por mais que este assunto tenha sido retomado nas últimas décadas, permanecem ainda dúvidas a respeito da expressão, gênese e deposição destas camadas interderrames, especialmente no que se refere ao controle destas características por fatores ambientais (climáticos e fisiográficos), estratigráficos e magmáticos. Por este motivo, julga-se que ainda há espaço para novas propostas de caracterização e delimitação formal das camadas interderrames da PIP. No norte do Paraná, na região próxima ao município de Sertanópolis, estão sendo investigadas ocorrências de camadas interderrames que abrangem uma área de mais de 200 km², conforme o mapa geológico disponível nesta publicação. Partindo-se da hipótese de que processos vulcanoclásticos e processos sedimentares foram responsáveis pela deposição de fácies interderrames características na região, almeja-se elucidar, por meio de análise estratigráfica e petrológica, a gênese da sucessão interderrames de Sertanópolis e a evolução dos sistemas deposicionais associados. Estado da arte Embora o tema das camadas interderrames na PIP exista na literatura geológica desde o início do século XX, estudos voltados ao entendimento da origem destas rochas se tornaram escassos durante a segunda metade desse século, devido à maior ênfase dada à geoquímica e à vulcanologia das lavas (Licht, 2014; Cañón-Tapia, 2018). A partir do ressurgimento do assunto, nas últimas duas décadas, muitas ocorrências interderrames foram classificadas como associações de arenitos eólicos da base da sequência vulcânica, ou ainda como camadas de rochas mistas formadas exclusivamente pela fragmentação não explosiva de derrames basálticos (Rossetti et al., 2018). Por outro lado, ao estudarem a relação existente entre as idades de grandes províncias continentais basálticas e extinções em massa durante o Paleozoico, Ross et al. (2005) sugeriram que episódios de vulcanismo basáltico explosivo foram consideravelmente mais frequentes e importantes na história geológica do que previamente suposto. Segundo Ross et al. (2005), é possível correlacionar a maior parte dos depósitos vulcanoclásticos máficos primários com atividades explosivas, geradas pela interação entre lava e água externa. Embora a PIP tenha sido tradicionalmente entendida como uma exceção no tangente à presença de depósitos piroclásticos, estudos recentes demonstram que rochas produzidas por hidrovulcanismo explosivo são tão possíveis na PIP quanto em outras províncias no mundo, e compõem sucessões interderrames como as encontradas em Sertanópolis (Licht et al., 2015; Cañón-Tapia, 2018). Além disto, trabalhos recentes têm relatado litofácies interderrames sugestivas de coexistência entre sistemas vulcânicos extrusivos e ambientes deposicionais sedimentares variados. Esses paleoambientes são evidenciados pelo aumento da frequência de processos de deposição subaquosa no topo da sequência vulcânica (Rossetti et al., 2018) ou são também associados a heterogeneidades e regiões úmidas do próprio sistema Botucatu à época do início do magmatismo (Moraes e Seer, 2018). Materiais e Métodos Para determinação dos processos geológicos responsáveis pela geração das camadas interderrames em Sertanópolis, faz-se necessário um trabalho multietapas, que consiste essencialmente na análise estratigráfica de campo e mapeamento geológico, seguidos de análise petrográfica por microscopia de luz transmitida. A determinação do arcabouço estratigráfico e sua relação com a geologia regional será ainda auxiliada pela correlação com a tipologia geoquímica de lavas de Licht (2018), baseada em critérios estatísticos para curvas de distribuição de SiO2, Zr, TiO2 e P2O5. As análises geoquímicas das unidades de lavas estão sendo obtidas por fluorescência de raios X em pastilhas de pó prensado e pérola fundida. A análise estratigráfica inclui a definição de um arcabouço de fácies interderrames, sendo necessário reconhecer os produtos de diferentes mecanismos de transporte e deposição e associá-los a fenômenos de fragmentação vulcanoclástica (primária) ou a intemperismo e erosão – o que é possibilitado pela análise da geometria, litologia e estrutura das camadas observadas em campo, suplementada por uma igualmente importante análise petrográfica microscópica. Para esta etapa, está sendo encaminhada a confecção e descrição de cerca de 25 seções delgadas. Resultados preliminares As rochas mapeadas na região de Sertanópolis foram divididas em sete unidades com base na caracterização de fácies vulcânicas e interderrames e por sua sucessão no empilhamento estratigráfico (Fig. 1). As camadas interderrames foram correlacionadas com quebras de relevo expressivas e relativamente contínuas, que permitem sua interpolação em regiões de difícil acesso ou ausência de exposição. As unidades de derrames de basalto (B1, B2, B3 e B4 da base ao topo) foram divididas não apenas com base na presença das camadas interderrames, mas também pela observação de variações das fácies vulcânicas no empilhamento. As unidades B1 e B2 são essencialmente formadas por lobos de basalto afanítico a fanerítico fino do tipo P (no sentido de Self et al. 1998) com 2-10 m de espessura, em sua maioria com aspecto tabular em afloramento. Estes lobos, em especial suas porções basais, apresentam disjunções horizontais plano-paralelas bastante pervasivas. Porções vesiculares ou variolíticas métricas delimitam os topos dos lobos, que variam entre incipiente (B1) a moderadamente (B2) fraturados e brechados. Em afloramentos da base da sequência mapeada (unidade B1), são descritos lobos tabulares com até 10 metros de espessura e disjunções colunares moderadamente desenvolvidas. No entanto, na maior parte dos afloramentos das unidades B1 e B2 (em drenagens) estas colunatas não foram identificadas. No topo de ambas as unidades B1 e B2, foram encontradas porções predominantemente vesiculares, compostas por lobos 0,5 – 2 m do tipo S (Self et al., 1998) sobrepostos, com contatos marcados por crostas vítreas. Nas duas unidades, os lobos do tipo S precedem brechas autoclásticas Figura 1: Mapa geológico simplificado de Sertanópolis – PR. também decimétricas, formadas a partir de fraturamento aparentemente restrito do topo dos lobos (Fig. 2).

(m)

Acima da brecha autoclástica que encerra a unidade B1, a uma altitude que varia entre 430 - 460 m, há uma camada de 0,3 - 1 m de um material fino e avermelhado aparentemente siliciclástico endurecido (unidade I1), que foi encontrada em várias regiões da escarpa mapeada. Porções diferentes desta camada têm características gerais que permitem classificá-las como arenitos lamosos com laminação convoluta e siltitos argilosos maciços. No entanto, observam-se fragmentos vulcanogênicos que se assemelham a shards vítreos em meio ao material siliclástico que compõe o arenito. No siltito argiloso, até o momento, não foram encontrados shards vítreos, apenas poucos fragmentos líticos (tamanho cinza grossa) de basalto hipohialino com quebras perlíticas, em contraste granulométrico com o restante do material lamoso. Há, nesta mesma camada, agregados milimétricos irregulares de óxidos-hidróxidos de ferro dispersos homogeneamente, que, em afloramento, remetem a fácies descritas em I2 e I3 como lapilli-tufos com possível armoured lapilli ou mud pellets. Acima da unidade B2, a unidade I2 (base entre 495 – 520 m) apresenta a maior variação vertical e lateral de fácies de todas as camadas interderrames. Na região oriental, esta unidade é caracterizada pela sucessão de 2 - 12 metros de brechas basálticas com matriz siliciclástica. Esta sequência de brechas está colocada diretamente acima de brechas autoclásticas do topo da unidade B2, mas se distingue delas por diversos fatores. As brechas que compõem a camada I2 possuem arcabouço de basalto vesicular e maciço, hipohialino a vitrofírico. Na maioria da porção leste da unidade, a matriz é finamente laminada plano-paralelamente, com lentes localizadas com laminações cruzadas, onduladas, convolutas e porções aparentemente maciças (Fig. 3A). Os contatos entre diferentes fácies são graduais, não tendo sido observadas feições erosivas. Além disto, há um predomínio de textura sustentada por matriz em várias partes da sequência (Fig. 2). Na matriz, encontram-se fragmentos cristalinos de quartzo, plagioclásio, mica branca, augita, clorita, turmalina, zircão e biotita (cinza fina a média), fragmentos vítreos e líticos de basalto (cinza fina a lapilli fino) e o que aparentam ser intraclastos de argilito. Estes componentes formam domínios imaturos ricos em material mais grosso, que se concentram na base de lâminas gradacionais. Estas lâminas gradam no topo para porções de granulação muito fina, ricas em fragmentos lamelares orientados - que podem ser vitroclastos placoides argilizados – e lama siliciclástica (Fig. 3F). Também são descritas amígdalas de zeolitas paralelas à laminação. Na região oeste, a unidade I2 atinge entre 50 cm e 2 metros. Nesta situação, a unidade apresenta intercalações de fácies caracterizadas como lapilli-tufos com lapilli relativamente arredondado (mud pellets?), tufos finos e arenitos endurecidos e tufos com laminações onduladas e cruzadas, além de tufo-brechas basálticas matriz-sustentadas, interpretadas como peperitos associados à base de B3. Estratigraficamente acima, as unidades de basalto B3 e B4 são formadas por derrames tabulares do tipo simples (Self et al., 1998), com núcleos maciços afíricos faneríticos finos a médios com até 10 m e derrames de espessuras totais de 5 até 40 metros. Estes derrames apresentam horizontes vesiculares na transição núcleo-crosta superior, vesículas em pipes na base e cilindros bem desenvolvidos na porção mediana, além de fraturas de inflação no topo em arranjos que remetem a lavas platy e slabby pahoehoe na unidade B3, com uma ocorrência de brecha de topo rubbly pahoehoe Figura 2: Seção geológica esquemática da sequência mapeada, representativa da porção leste da área (proximal). A, L e B significam cinza, lapilli e blocos. bem desenvolvida na região. Acima de B3, foi depositada a última unidade interderrame I3 (base entre 520-560 m), formada também por tufos e lapilli-tufos com laminações cruzadas e onduladas, intercalados com arenitos maciços com níveis mal definidos de cinza vulcanogênica (Fig. 3C).

Figura 3: A) Brecha basáltica I2 com matriz laminada plano-paralela. B) Tufo com laminações onduladas e cruzadas de pequeno porte de I2 na porção ocidental. C) Arenito com cinza em níveis mal definidos da camada I3. D) fotomicrografia dos agregados em lamito de I1, nicóis paralelos. E) fotomicrografia em nicóis paralelos da matriz da brecha autoclástica no topo de B1, com preenchimento por vitroclastos (Vt) e fragmentos lamelares (Lm) de I1. F) domínios lamosos com fragmentos lamelares em matriz de brecha I2, com amígdalas na matriz paralelas à laminação (Zt), nicóis cruzados. Discussões e conclusões preliminares Nas rochas da camada I1, a presença de vitroclastos com quebras perlíticas preservadas sugere que não são fragmentos epiclásticos, e sim vulcanoclásticos, de fragmentação primária. Os agregados irregulares que compõem o arcabouço dos lapilli-tufos em I1, I2 e I3 remetem a feições como os agregados argilosos (mud pellets ou mud clumps) freatomagmáticos em Ellis e Branney (2010). Na camada I1, contudo, este material irregular parece ter sido afetado por percolação de fluidos e remobilização intempérica ou diagenética, o que dificulta sua distinção de uma feição de alteração de grãos sedimentares (Fig. 3D). Apesar disso, a presença de shards vítreos relativamente equidimensionais sem sinais de abrasão e de fragmentos líticos com sideromelano sugerem a preservação de material fragmentado por freatomagmatismo (Graettinger et al., 2013). A partir destes dados, estas camadas podem ser entendidas como produtos integrais da deposição por nuvens piroclásticas máficas freatomagmáticas - ricas em material das encaixantes de um conduto (Zimanowski et al., 2015) -, ou como sedimentos subaquosos que hospedam material piroclástico máfico (water- settled fallout em McPhie et al., 1993). A laminação nos arenitos lamosos é convoluta e possivelmente fluidizada, o que pode indicar colocação em condições saturadas em vapor, comuns em processos freatomagmáticos. Por outro lado, a presença de laminações milimétricas marcadas por níveis argilosos, a presença de fragmentos líticos em contraste textural com o material lamoso e a associação com siltitos lamosos sem shards são feições semelhantes às reportadas em McPhie et al. (1993) e Kataoka (2005), e que sugerem um cenário caracterizado pela interferência da deposição de cinza por queda piroclástica em corpos sedimentares subaquosos. Esta hipótese foi favorecida, até o momento, para a origem da camada I1, mas faltam mais dados para uma conclusão definitiva. Situação semelhante se aplica à camada I3, sendo necessário ainda avaliar dados de seções delgadas. No caso da camada I2, são encontrados registros de deposição proximal (brechas e matriz com domínios mal selecionados), bem como quantidades maiores de fragmentos vulcanogênicos na matriz das brechas na região leste. Neste contexto, é possível que as porções silto-argilosas ricas em clastos lamelares orientados, que caracterizam o topo de laminações milimétricas rítmicas tenham sido produzidas por decantação em um corpo aquoso restrito. A entrada de material imaturo na base das laminações pode ser interpretada como resultado da deposição por queda piroclástica também em lâmina de água relativamente rasa, devido à presença localizada de ondulações, manteamento da matriz sobre clastos do arcabouço, estruturas de impacto e a predominância da matriz rítmica na seção (fig 3A e 3F). Estas feições favoreceram a interpretação de um cenário caracterizado por deposição proximal, possivelmente em um corpo d’água desenvolvido acima de um conduto vulcânico freatomagmático. Atividades Futuras Para a conclusão do trabalho, devem ser realizadas ainda as análises por fluorescência de raios X das unidades de derrames (amostras já foram preparadas) e devem ser descritas lâminas delgadas da porção superior do depósito (principalmente I3), que estão sendo confeccionadas. Pretende-se, se possível, complementar estes resultados com análises a partir da microscopia eletrônica de varredura no Laboratório de Análise de Minerais e Rochas (LAMIR/UFPR), para caracterizar aspectos morfológicos dos componentes vítreos e líticos encontrados nas camadas interderrames. Agradecimentos O autor agradece o financiamento e bolsa de pesquisa fornecidos pelo projeto “Diagênese” do convênio LAMIR/UFPR/Shell Brasil, portaria da ANP 20129-3. Referências Cañón-Tapia, E. 2018. The Paraná-Etendeka Continental Flood Basalt Province: A historical perspective of current knowledge and future research trends. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 355: 287 – 303. Ellis, B., Branney, M. J. 2010. Silicic phreatomagmatism in the Snake River Plain: the Deadeye Member. Bulletin of Volcanology, 72(10): 1241–1257. Graettinger, A. H., Skilling, I., McGarvie, D., Höskuldsson, Á. 2013. 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22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de Junho de 2019 Curitiba - PR

Geochronology and Petrotectonic Evolution of the Rio Negro Granite, Serra do Mar Suite, Southern Brazil

Luís Guilherme Moreira da Silva [email protected] Supervisor: Prof.ª Dr.ª Eleonora Maria Gouvêa Vasconcellos (LAMIR-DEGEOL/UFPR) Co-supervisors: Prof. Dr. Ossama M. M. Harara (DEGEOL/UFPR) and Prof. Dr. Robert Marschik (LMU Munich)

Keywords: A-Type Granite; Magma Mixing; Pan-African/Brasiliano Orogeny.

Introduction

Magma mixing is a widespread igneous phenomenon in which compositionally distinct magmas mix and blend into a compositionally uniform one (Anderson, 1976). It depends on viscosity and crystal content of mafic and felsic magmas, as well as their temperatures and the proportion between them (Sparks and Marshall, 1986). Where there is a considerable contrast in these properties, the mixing may be incomplete, and the original magmas remain as identifiable units or so-called mingled magmas. Moreover, magma mixing and mingling are particularly common processes in post-collisional magmatism, which has as main characteristics: 1) high K 2O contents; 2) frequent link to large horizontal movements on major shear zones; 3) sources generated during the preceding subduction and collision events (Liégeois, 1998). In southeastern Paraná, southern Brazil, the Rio Negro Granite (RNG), one of the plutons that make up the Serra do Mar Suite (SMS), provides extraordinary records of magma mixing and mingling in an extensional post-collisional environment related to the crustal rearrangement that followed the Western Gondwana assembly in the late Neoproterozoic (600-575 Ma) (Passarelli et al. , 2018). Therefore, this study intends to determine the magma sources of the RNG, what processes controlled its evolution, and how the interaction between felsic and mafic magmas produced hybrid phases. Specifically, the aims are: • To define, in detail, the spatial distribution and relationship between felsic, hybrid, and mafic rocks; • To examine, in multiscale, the composition and relationship between the rock-forming minerals; • To investigate geochemical and isotopic signatures of the different components.

Geological Setting

Initially defined by Kaul (1984), the SMS includes A-type granitic and syenitic plutons emplaced along the Serra do Mar escarpment, subparallel to the Atlantic Coast, from eastern Santa Catarina to southeastern São Paulo states, mostly intrusives in the gneissic-migmatitic basement of Luis Alves, Curitiba, and Paranaguá terranes (Figure 1A). Besides them, the SMS also comprises volcanic occurrences in four regions: in the Guaratubinha, Campo Alegre, and Corupá volcano-sedimentary basins (Siga Jr. et al. , 2000), and in association with plutonic rocks in the Morro Redondo Complex (Góis and Machado, 1992). The Rio Negro Granite (RNG) crops up in southeastern Paraná, in the cities of Agudos do Sul and Piên. With an area of approximately 25 km², the pluton has an elongated ellipsoidal shape oriented NE-SW, following the Piên-Tijucas Shear Zone (PTSZ) (Harara, 2001). This tectonic feature is a suture zone between the Piên-Mandirituba Granite Belt (PMGB), an ancient magmatic arc formed during the collision of Luis Alves and Curitiba terranes in the Neoproterozoic, and the Santa Catarina Granulite Complex (SCGC), the Archean to Paleoproterozoic orthogneissic basement of Luis Alves Terrane (Passarelli et al. , 2018). The RNG exhibits an inverse concentric zonation characterized by a core composed of biotite monzogabbros, an intermediate zone of intensive hybridization (monzogabbros, monzodiorites, and quartz-monzodiorites with evidence of magma mixing and mingling like quartz ocelli, rapakivi feldspars, chaotic acicular apatite, and mafic clots), and amphibole-biotite monzo- to syenogranites forming its borders. Furthermore, intrusive to the RNG, monzogranites of Tarumã Granite (TG) represent a 600-595 Ma continuous magmatic activity between I-type PMGB and A-type RNG, which date from 620-595 Ma and 595-585 Ma, respectively (Figure 1B).

Figure 1. Geological setting of the SMS and the RNG: A) a regional view including the plutons that make up the SMS, as well as the surrounding tectonic domains and their major geologic units and structures. Adapted and modified from Vlach et al. (2011) and Passarelli et al. (2018); B) a local approach emphasizing the lithological variety of the RNG and its country rocks, as well as the intrusive TG and the neighbor Piên Mafic-Ultramafic Suite (PMUS). Adapted from Harara (2001). State of the Art

A-type granitoids are known for their wide lithological and compositional variety broadly reported in the literature since their definition by Loiselle and Wones (1979). Despite their particularities, these rocks share three fundamental characteristics strongly related to the ones assigned to post-collisional magmatism. Firstly, an alkaline nature evidenced by high SiO 2 and K 2O contents, even though their mantle-like isotopic signatures. Secondly, the presence of high-temperature anhydrous minerals, such as pyroxene, fayalite, or their relicts. Thirdly, the occurrence in post-orogenic and anorogenic settings, where they usually emplace at shallow crustal levels in association with subvolcanic complexes (Kemp and Hawkesworth, 2003). Further, A-type granites can be related to high-interest mineral deposits, such as Sn, F, Nb, Ta, Au, Fe, U, and Rare Earth Elements (REE) (Vilalva, 2012). Regardless the relative absence of these mineral occurrences, multiple MSc and Ph.D. theses have been dedicated to characterizing the SMS plutons (Kaul, 1997; Harara, 1996; Gualda, 2001; Harara, 2001; Garin, 2002; Vilalva, 2007; Vilalva, 2012; Crisma, 2013). The RNG, in particular, was one of the objects of study by Kaul (1997) and Harara (1996) as the formerly known Agudos Granite, which Harara (2001) divided into Palermo, Agudos do Sul, and Rio Negro. These studies had a regional approach and gathered an impressive petrographic and geochemical data; however, a detailed model of the evolution of the RNG is still missing. Recently, Crisma (2013) obtained some new information about its crystallization based on mineral chemistry, but major processes are open to debate. Similarly, there are numerous discussions about the genesis of A-type provinces worldwide. These studies combine field evidence, petrographic analysis, and mineral and whole-rock geochemistry data to assess hypotheses for the origin and interaction between felsic and mafic components. The most accepted assumption is that the decompression of the upwelling asthenosphere in extensional regimes triggers the production of significant amounts of mafic magma, which consequently causes the partial melting of the lower crust and generation of a felsic phase. Thereby, what varies from case to case is the role of the magmas from different sources. In some of them, the mantle influence is just as a source of heat for the crust anataxis (Misra et al. , 2017; Teixeira et al. , 2019). In other cases, the mantle-derived material coexists with the crust-derived one during crystallization, even producing hybrid rocks (Gogoi et al. , 2018; Jiang et al. , 2018; Kong et al. , 2018; Gavryushkina et al. , 2019; Wang et al. , 2019).

Methods

1) Literature review and databases building: the gathering of bibliographic, cartographic, and geochemical data into integrated and georeferenced databases will provide an understanding of the research subject, as well as a basis for future comparisons with similar studies. Bibliographic research is a fundamental step to understand: 1) the geological events proposed for the study area; 2) the implications of the newly obtained data to granite petrogenesis in general. Geochemical data will be mainly provided by Harara (2001; unpublished data) and Crisma (2013), as reported further; 2) Airborne geophysics: processing and interpretation of magnetometric and radiometric data to assess regional and local structural setting and compositional contrasts, respectively. These are data acquired by the Geological Survey of Brazil (CPRM), which processing succeeds in partnership with the Laboratory for Research in Applied Geophysics (LPGA-DEGEOL/UFPR); 3) Fieldwork: considering the proximity of the study area, field trips are going to take place quarterly. Initially, reconnaissance excursions and lithogeophysical maps will support on setting target areas to document the spatial relations and sampling of the rock types; 4) Petrographic analysis: observation and description of rocks that make up the RNG in the macroscopic (outcrops), mesoscopic (hand samples), and microscopic scales (thin sections). Regarding the latter, there are available samples provided by Harara (2001) to analyze under the optical microscopes of the Laboratory for Research in Microscopy (LAPEM-DEGEOL/UFPR); 5) Mineral chemistry: processing and interpretation of compositional (in pyroxene, amphibole, biotite, plagioclase, and alkali-feldspar) and isotopic analyses (mainly δ18 O and Lu-Hf in zircon) from minerals, mostly previous data (Harara, 2001; unpublished data; Crisma, 2013) obtained by Electron Probe Microanalysis (EPMA) and Laser Ablation Inductively Coupled Plasma Spectrometry (LA-ICP- MS); 6) Whole-rock geochemistry: processing and interpretation of whole-rock compositional and isotopic analyses (mainly Sm-Nd) from all rock types, mostly previous data (Harara, 2001; unpublished data) acquired by LA-ICP-MS and Thermal Ionization Mass Spectrometry (TIMS), respectively; 7) Geochronology: acquisition, processing, and interpretation of geochronological analyses (U-Pb in zircon), including previous (Harara, 2001; unpublished data) and new data obtained by TIMS and LA-ICP-MS, respectively. These new analyses will be carried out at the University of São Paulo (USP) in a partnership with Professor Miguel Angelo Stipp Basei in his project entitled “The Rio de La Plata Craton and the Western Gondwana Assembly”, which is funded by the São Paulo Research Foundation (FAPESP) under the grant number 2015/03737-0; 8) Geochemical modeling: all the mineral and whole-rock chemical data will help to evaluate geological processes that affected the rocks from the RNG (crystal fractionation, magma mixing, assimilation of country rocks, e.g.).

Expected Results

Firstly, the combination of fieldwork, airborne geophysical data, and georeferenced statistical processing of geochemical data will help to determine the spatial distribution of the local structural features and of the petrographic facies of the pluton, a question not fully enlightened by previous studies. Then, the association between the petrographic analyses, the compositional and isotopic data from whole-rock and rock-forming minerals, and the geochronological investigations will provide support to build a model of the magmatic evolution of the RNG (from its alleged mantle origin until the emplacement). Considering the available literature for the RNG (Harara, 2001; Harara et al. , 2001; Crisma, 2013), the hypothesis is that the decompression melting of mantle material in late to post-collisional settings played a starring role on mafic magma generation. The under- and intraplating of this melt probably caused heating of the lower crust beneath the Luis Alves Terrane, producing an impressive amount of silicic magma that coexisted and partially mixed with it. Besides the dissertation, this study expects to produce a geological map in a scale of detail (bigger than 1:70.000, which is the best for now). Finally, all the collected data will support the preparation of at least one scientific paper, which will probably be submitted to a highly regarded international journal such as Lithos. The chronogram in Table 1 lists the proposed activities to reach these goals.

Upcoming Activities

Table 1 - Simplified chronogram and proposed activities (blue and green colors refer to activities planned to be carried out at UFPR and LMU Munich, respectively).

Acknowledgements

The author would like to thank the Geology Graduate Program from the Federal University of Paraná (UFPR) for its facilities and support on the execution of this project; the Coordination for the Improvement of Higher Education Personnel (CAPES) for the scholarship; the FAPESP for funding previous researches that base this study (1997/10964-2; 2008/00562-0) and for the available funds for new analyses (2015/03737-0), as well as Prof. Dr. Miguel Angelo Stipp Basei for arranging it; the Bavarian Academic Center for Latin America (BAYLAT) for subsidizing the scheduled stay at the Ludwig-Maximilians University of Munich (LMU Munich); the CPRM for allowing the use of its airborne geophysical data, and the LPGA for the contribution on processing and interpreting it; the Dr.ª Bruna Borges de Carvalho (University of Padova) for her willingness to collaborate with this abstract.

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Academic Information

MODALITY : MSc - PIPG. QUALIFYING EXAM DATE : Jun/2020. ORIGINAL TITLE OF THE RESEARCH PROJECT : Geochronology and Petrotectonic Evolution of the Rio Negro Granite, Serra do Mar Suite, Southern Brazil. ADMISSION DATE : Apr/2019. CONCENTRATION AREA : Exploration Geology. RESEARCH LINE : Crustal Evolution. SCHOLARSHIP : Coordination for the Improvement of Higher Education Personnel (CAPES). 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

PREDISPOSIÇÃO A MOVIMENTOS GRAVITACIONAIS DE MASSA NA BACIA HIDROGRÁFICA DO RIO JACAREÍ, PARANÁ.

Luiz Carlos Silva Mota [email protected] Maria Cristina de Souza - Departamento de Geologia, Universidade Federal do Paraná.

Palavras-chave: cartografia geotécnica, solos, bacia do jacareí

Introdução Movimentos gravitacionais de massa em conjunto com enchentes e inundações constituem os principais eventos perigosos que ocorrem no sul do Brasil (IBGE, 2017), esses fenômenos geralmente dependem de fatores dinâmicos e, por esta razão, estudos que envolvam sua relação em termos de predisposição e susceptibilidade são essenciais no planejamento de medidas que assegurem um nível confiável de predictabilidade desses eventos geodinâmicos. A área do presente estudo é a Bacia do Rio Jacareí, abrangendo cerca de 27 km², localizada entre os limites municipais de Morretes (PR) e Paranaguá (PR), compreendendo a vertente ocidental da Serra da Prata, compartimento de relevo da Serra do Mar Paranaense (Figura 1). Esta região foi atingida por inúmeros processos de movimento de massa no ano de 2011, quando em razão de um alto volume pluviométrico parte dos solos e do manto de intemperismo acabaram se rompendo, gerando diversos deslizamentos translacionais e por consequência fluxo de detritos que atingiram casas e plantações, ocasionando prejuízos sociais e econômicos.

Figura 1. Localização da Bacia Hidrográfica do Rio Jacareí - Paraná.

A geologia da área corresponde em sua maior parte à rochas proterozóicas do complexo ígneo presente no terreno Paranaguá, representadas por granitoides da suíte Morro Inglês encaixados em gnaisses, quartzitos, mica-xistos e anfibolitos (Cury, 2009). Também são presentes metassedimentos associados a Sequência Rio das Cobras (Lopes e Lima, 1985) e diques mesozoicos com orientação NW-SE. Sedimentos recentes estão presentes na forma de depósitos de colúvios, talús e aluviais definidos por Angulo (2004) como sedimentos cenozoicos continentais. As encostas da Serra do Mar são naturalmente susceptíveis à deslizamentos em virtude da combinação de seus atributos naturais, como altas declividades, descontinuidades, solos rasos e altos índices pluviométricos, em decorrência do fenômeno conhecido como chuva orográfica. Soma-se a isso, a interferência antrópica não planejada, ocasionada principalmente pelo aumento na densidade populacional em grandes cidades, especialmente as do eixo Sul-Sudeste. Nesse contexto, esta pesquisa objetiva contribuir na identificação de áreas predispostas a ocorrência de movimentos gravitacionais de massa (MGM), na região da Bacia do Rio Jacareí-PR, auxiliando em um melhor conhecimento das zonas de maior susceptibilidade a ocorrência desses eventos, além de avaliar a proposta metodológica de mapeamento geotécnico ainda pouco aplicada no estado. Outro objetivo do trabalho é sugerir propostas de uso e ocupação do meio físico para área de estudo a partir dos resultados obtidos.

Estado da arte Segundo Zuquette (1993), estudos que utilizam a cartografia geotécnica como metodologia no planejamento territorial começaram a ser introduzidos em 1913, em uma feira de construção na cidade de Leipizig, Alemanha. Ainda segundo o mesmo autor este trabalho marca um divisor de águas no mapeamento geotécnico, sendo depois difundido por diversos países da Europa e América do Norte sob diferentes denominações, todavia, seguindo as mesmas premissas no mapeamento. De acordo com Pejon & Ferreira (2015), no Brasil, os primeiros trabalhos de cunho geotécnico surgiram na década de 70 realizados por Haberlehner H, Coulon FK e pelo Instituto de Pesquisas Tecnológicas (IPT). No entanto, Santos (2004) menciona em sua obra “A grande barreira da Serra do Mar”, estudos de caráter geotécnico em escorregamentos na Serra do Mar, quando em decorrência de um convite da companhia de energia elétrica o austríaco Karl Terzaghi esteve no Brasil para estudar e propor soluções para esses eventos na cidade de Cubatão-SP. A crescente evolução em estudos científicos sobre esta temática no Brasil relaciona-se com a criação de grupos de pesquisa em geologia e geotecnia, que passaram a tratar de forma mais frequente da cartografia geotécnica. São exemplos, o Instituto de Geociências da Universidade Federal do Rio de Janeiro, IPT e o Departamento de Geologia da Escola de Engenharia de São Carlos (USP). Na área do presente estudo destacam-se os trabalhos realizados por Santos et al. (2007), Silveira et al. (2012), Silveira et al. (2013), Silveira et al. (2014) e Folador et al. (2018). Estes trabalhos se fundamentaram principalmente em métodos determinísticos com base na morfometria dos atributos de relevo da região para quantificar e calcular a probabilidade de deslizamentos. A emprego do método de mapeamento geotécnico aplicado a movimentos gravitacionais de massa pode, segundo Amaral (2007), ser hierarquizada conforme os resultados obtidos. Sendo assim, estudos que tenham como objetivo o inventário desses eventos tem como foco principal o levantamento, identificação e classificação das feições em campo. No caso de estudos de zoneamento dá-se maior importância a identificação de atributos que irão condicionar a predisposição a movimentos gravitacionais de massa e a individualização de zonas que contenham o mesmo nível de predisposição. Quando o objetivo é gerar uma carta de perigo (hazard) são necessários estudos de componentes naturais e antrópicos do meio, sendo obrigatório fornecer resultados probabilísticos da ocorrência do evento de forma espacial e temporal, além dos possíveis impactos gerados aos elementos do meio ambiente pelo mesmo. O último nível hierárquico sugerido pelo autor se dá pela produção da carta de procedimentos, que tem como objetivo orientar ações de preparação frente a esses eventos. O presente estudo será desenvolvido até o nível hierárquico correspondente ao zoneamento de predisposição a movimentos de massa.

Materiais e Métodos A metodologia adotada neste trabalho foi desenvolvida na Escola de Engenharia de São Carlos – EESC/USP por Zuquette (1987; 1993) sendo baseada na produção de uma série de documentos gráficos sobre o meio físico que em conjunto com outros documentos relativos a diferentes atributos do meio ambiente permitem a determinação da viabilidade de ocupação e consequentemente a priorização e hierarquização das áreas em face a adequabilidade. Esses documentos estão sendo executados na escala de 1:15.000, em função da proposta para área de estudo e do material já produzido para essa região. As atividades desenvolvidas neste trabalho foram divididas em quatro fases principais.

. Fase I: Levantamento bibliográfico direcionado ao estudo de movimentos gravitacionais de massa e investigações geológico-geotécnicas desenvolvidas na região de estudo. Essa etapa foi fundamental para constatar a existência de informações pré-existentes em nível regional e local que auxiliaram no processo de aquisição de produtos. Ainda nesta fase, foi realizada a aquisição e organização da base cartográfica (imagens aéreas, cartas topográficas, Modelo Digital de Elevação, etc.), disponíveis em bancos de dados de instituições como o Instituto de Terras, Cartografia e Geologia do Paraná (ITCG), Instituto das Águas do Paraná, Defesa Civil do Paraná e Universidade Federal do Paraná (UFPR). . Fase II: Atividades de campo foram realizadas em duas viagens ao local de estudo, sendo a primeira destinada a reconhecimento e validação de características gerais da área (como cicatrizes de escorregamento, rede de drenagem, feições de relevo), verificação de vias de acesso disponíveis e a segunda para mapeamento da bacia e coleta de amostras de solo deformadas para caracterização geotécnica. A aquisição dos atributos mapeados segue a lista sugerida por Zuquette (1993) para estudos de movimento de massa, são eles: feições ou evidências de MGM; vegetação; litologia (substrato rochoso); relevo; águas; materiais inconsolidados; blocos e matacões e antrópicos. Nesta etapa foram produzidos e processados todos os documentos cartográficos básicos. . Fase III: A terceira fase do estudo consistiu no desenvolvimento de ensaios para determinação de parâmetros geotécnicos do solo. Esses ensaios foram executados no Laboratório de Materiais e Estruturas (LAME/LACTEC), no campus Centro Politécnico da Universidade Federal do Paraná (UFPR). Foram realizados ensaios de caracterização física do solo, como teor de umidade natural (h) e hidroscópica norma NBR 6457/1986 - ABNT, análise granulométrica NBR 7181/2016 - ABNT, densidade real dos grãos DNER-ME-093/94 – DNIT e Limites de Atterberg - Limite de liquidez (LL) e Limite de Plasticidade (LP) NBR 6459/2016 e NBR 7180/2016. . Fase IV: Integração no software ArcGis e análise dos dados obtidos para sistematização hierárquica dos mapas cartográficos gerados e elaboração da carta de predisposição a movimentos gravitacionais de massa. A carta de predisposição será elaborada a partir da interpolação dos documentos cartográficos gerados.

Resultados e Discussões Os resultados alcançados até o estágio atual do desenvolvimento desta pesquisa constituem as três primeiras fases correspondentes aos métodos propostos. A fase IV foi iniciada, entretanto, demanda maior detalhe na análise dos dados, a fim de se evitar possíveis erros de interpretação nos resultados obtidos. Os mapas gerados incluem o mapa de declividade, orientação de vertente, inventário de cicatrizes e lito-estrutural. Foram mapeadas mais de 300 cicatrizes de deslizamentos entre os anos de 1980 a 2019, a região sudeste apresenta a maior concentração de eventos. Os principais movimentos identificados são do tipo translacional com ruptura na interface solo/rocha. Quedas de blocos são pouco representativas na área, sendo associadas ao deslocamento de tálus ao longo da drenagem. A litologia da região da Bacia do Rio Jacareí corresponde em sua maior parte a rochas graníticas e metamorfizadas com presença de intercalações de metassedimentos e intrusão de diques básicos de diabásio com direção preferencial NW-SE. As cotas mais altas de onde se originaram a maioria dos deslizamentos são compreendidas por uma variedade de granitos – monzogranitos, granodioritos, sienogranitos (gmi), estes exibem coloração cinza clara a rosada, textura fanerítica com granulação variando de média grossa e estão dispostos na porção sudoeste da bacia, os corpos graníticos por vezes apresentam fraturas e veios com direção NW-SE e N-S. Nas declividades maiores também afloram gnaisses e filitos. Essas litologias são a fonte dos solos residuais presentes na área e fornecem o maior aporte de rochas para os depósitos de colúvio e tálus depositados ao longo da vertente, imensos blocos com dimensões de até dezenas de metros. Também é possível evidenciar a presença de diques (ddm), esses corpos têm espessura variando de 1 m até 15 m e estão geralmente associados ao encaixe das drenagens de segunda e terceira ordem, apresentando uma coloração escura, granulação variando de fina a média, por vezes é possível identificar a olho nu a presença de piroxênio e ripas de plagioclásio.A carta de declividade combinada com os dados de inventários de MGM evidencia uma concentração maior de deslizamentos nas encostas com inclinações maiores que 25°, sendo as mais significativas em termos de dimensão e frequência entre as declividades de 25°- 30° nas cotas entre 250 a 400 m (Figura 2A). Nas declividades com valores menores que 20° não foram evidenciados processos de deslizamentos. Algumas cicatrizes do inventário histórico foram localizadas em declividades superiores a 40°, no entanto em termos de dimensão e frequência são pouco representativas na área de estudo.

As drenagens presentes na área de estudo apresentam elevada energia de transporte e são fortemente entalhadas carregando materiais das zonas de maior altitude da bacia, sendo possível encontra-los nas partes médias da mesma. As estruturas presentes na área ocasionalmente condicionam a drenagem e quando sobrepostas as cicatrizes de deslizamentos mostram relação direta as zonas de maior fraqueza, por vezes, o talvegue coincide com os diques básicos de menor resistência que suas encaixantes passando estes então a controlar a drenagem (Figura 2B). A elevada altitude associada a morfologia das drenagens favorece os processos de fluxo de detritos, com a presença de blocos maiores nas zonas mais altas formando diques naturais que quando rompidos acentuam a energia do fluxo.

Figura 2. (A) Mapa de declividade da área de estudo. (B) Modelo 3D da superfície do terreno exibindo a sobreposição das cicatrizes de deslizamento, lineamentos e drenagem. A presença de materiais inconsolidados na área de estudo é caracterizada por solos residuais de alteração, material saprolítico, tálus, aluvião e depósitos de colúvio. Os solos residuais foram subdivididos em três classes (SR-I, SR-II, SR-III), em razão de suas diferenças composicionais e texturais. SR-I e SR-II são bem semelhantes quanto a textura e composição, todavia, exibem distinções na sua plasticidade e espessura. São solos de composição silto-arenosa com pouca presença de argila, com cor variando de marrom a laranja, teor de umidade entre 13 e 25 % e geralmente associados com horizontes superficiais. O solo SR-III tem composição argilo-siltosa com pouca presença de areia, cor alaranjada a avermelhada, material altamente moldável com teor de umidade elevado, sua distribuição na bacia é restrita a parte oriental em cotas intermediárias na porção oriental. Os depósitos de material transportado estão bem distribuídos ao longo da bacia e são caracterizados por solos coluvionares (SC), de matriz areno-silto-argilosa, composição variando argila a seixos, espessura variada ao longo da bacia e por vezes se mostram superpostos. Depósitos de tálus (T), encontrados por quase toda a extensão da bacia ao longo ou não das drenagens, caracterizando deposição antiga nas vertentes da Serra da Prata por processos gravitacionais, esses blocos não apresentam seleção e suas dimensões podem variar de alguns centímetros até dezenas de metros, com composição variada, desde blocos de diabásio a granitos e gnaisses. O material aluvionar está presente na área de estudo nas porções mais baixas do relevo, sua composição é variada, sendo areia e sedimentos finos predominantes. A orientação das vertentes indica que a maioria tem orientação para Oeste e Noroeste. As concentrações de movimentos de massa ocorrem principalmente nas encostas com direção Sudoeste, norte e oeste. As menores incidências correspondem as orientações Sul e Sudeste. O conjunto de atributos coletados na fase atual de pesquisa permite definir preliminarmente pelo menos quatro zonas com características geológico-geotécnicas distintas, separadas principalmente por características litológicas e pedogênicas. Os ensaios de identificação táctil-visual dos solos em campo e de caracterização geotécnica no laboratório demonstram maior presença de solos areno-silto-argilosos com baixa plasticidade e baixo teor de umidade. As camadas de solo são pouco desenvolvidas nas partes mais altas da bacia, no entanto, a coleta de material nessas zonas torna-se extremamente difícil em virtude da dificuldade de acesso. As cicatrizes de deslizamentos mapeadas em campo indicam a ruptura na interface solo/rocha, associadas as rochas graníticas da suíte Morro Inglês. O alto índice pluviométrico ocorrido no ano de 2011 sem dúvidas foi o ponto crucial para a ocorrência dos deslizamentos, por isso é importante correlacionar os dados de chuva da região com as características geotécnicas presentes. Os dados de chuva utilizados para esta etapa serão fornecidos pela estação Morretes (A873) localizada a alguns quilômetros de distância da área de estudo. No entanto, essa distância poderá vir a interferir na correta relação de chuva da região em virtude de chuvas orográficas.

Atividades Futuras . Finalização dos ensaios de caracterização geotécnica . Análise e correlação com dados de chuva para a região de estudo . Elaboração da carta de predisposição a movimentos gravitacionais de massa

Agradecimentos Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior - Brasil (CAPES) - Código de Financiamento 001. Conselho Nacional de Desenvolvimento Cientifico e Tecnológico – CNPq pelo apoio financeiro por meio do projeto (441439/2017-9). Agradecimento especial ao Laboratório de Estudos Costeiros – LECOST/UFPR e Laboratório de Materiais e Estruturas – LAME/UFPR

Referências Amaral Junior AF. 2007. Mapeamento geotécnico aplicado a análise de processos de movimentos de massa gravitacionais: Costa Verde-RJ – escala 1:10.000. Dissertação de Mestrado, Escola de Engenharia de São Carlos (USP), São Paulo, 189 p. Angulo RJ. 2004. Mapa do Cenozóico do Litoral do Estado do Paraná. Boletim Paranaense de Geociências, Curitiba, 55:25-42. Cury LF. 2009. Geologia do Terreno Paranaguá. Tese de Doutorado, Universidade de São Paulo (USP), São Paulo, 202 p. Folador RM; Silveira CT; Fiori AP. 2018. Cálculo da Probabilidade e Quantificação do Volume de Material Suscetível a Escorregamentos – Bacia do Rio Jacareí, Morretes – PR. Boletim Paranaense de Geociências. 74(1):47-56. Geociências, 36:65-68. IBGE. 2017. Perfil dos municípios brasileiros. Coordenação de População e Indicadores Sociais, Rio de Janeiro, 106p. Lopes OF & Lima RE. 1985. Nota preliminar sobre a geologia da Serra da Prata – PR. Boletim Paranaense de Pejon OJ & Ferreira MD. 2015. Mapas Geotécnicos e Geoambientais. In: Zuquette VL. (org.) Geotecnia Ambiental. (1 edição), Rio de Janeiro, Elsevier, 31 p. Santos AR. 2004. A Grande Barreira da Serra do Mar(2004). Livro. Editora O Nome da Rosa, São Paulo, Brasil, 122p. Santos LJC; Fiori CO; Canalli NE; Fiori AP; Silveira CT; Silva JMF. 2007. Mapeamento da vulnerabilidade Geoambiental do estado do Paraná. Revista Brasileira de Geociências. 37(4): 812-820. Silveira CT; Fiori AP; Ferreira AM; Felipe RS; Kepel Filho JL; Folador RM; Costa LC. 2012. Análise do Fator de Segurança da estabilidade das vertentes na Bacia do Rio Jacareí, Serra do Mar paranaense. Revista Brasileira de Geomorfologia, 13:287-297. Silveira CT; Fiori AP; Ferreira AM; Góis JR; Mio G; Silveira RMP; Leonardi TMH. 2013. Emprego de atributos topográficos no mapeamento da susceptibilidade a processos geoambientais na bacia do rio Jacareí, Paraná. Revista Sociedade & Natureza, 25:3. Silveira CT; Fiori AP; Schilipack P; Dias SM. 2014. Mapeamento preliminar da suscetibilidade natural a movimentos de massa da Serra do Mar Paranaense apoiado na análise digital do relevo. Revista Brasileira de Geomorfologia. v.15. Zuquette LV. 1987. Análise crítica da cartografia geotécnica e proposta metodológica para condições brasileiras. Tese de Doutorado, Escola de Engenharia de São Carlos (USP), São Paulo, 219 p. Zuquette VL. 1993. Importância do mapeamento geotécnico no uso e ocupação do meio físico: fundamentos e guia para elaboração. Tese de Livre Docência, Escola de Engenharia de São Carlos (USP), São Paulo, 64 p. Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado qualificação (Jun/2019). Título do Projeto de Pesquisa: Predisposição a movimentos gravitacionais de massa na Bacia Hidrográfica do Rio Jacareí, Paraná. Data de ingresso na Pós-Graduação: (Abr/2018). Área de Concentração: Geologia Ambiental. Linha de Pesquisa: Evolução, Dinâmica e Recursos Costeiros. Possui bolsa: Sim, CAPES. 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Herança estrutural mantélica na margem ibérica ocidental com uso de dados magnetométricos e paleo reconstrução

Luizemara Soares Alves Szameitat [email protected] Orientador: Prof. Dr. Francisco José Fonseca Ferreira (Departamento de Geologia/UFPR) Coorientadores: Prof. Dr. Gianreto Manatschal (IPGS/UNISTRA) e Prof. Dra. Monica Heilbron (FGEL/UERJ)

Palavras-chave: magnetometria, geofísica, tectônica.

Introdução A área foco deste estudo está localizada na porção sul do Atlântico Norte, a margem continental ocidental da Península Ibérica (Fig.1, área 1). O contexto da pesquisa é a transição continente-oceano ibérica, e sua relação com a margem conjugada, em Newfoundland no Canadá (Fig. 1, área 2). A pesquisa propõe a hipótese de que a resposta magnetométrica das margens continentais estudadas apresentam influência de uma litosfera sub-continental herdada, no processo de quebra e na distribuição magmática tardi a pós rifte. Para experimentar esta hipótese, foram estabelecidos dois objetivos: 1) a investigação das anomalias magnéticas das margens na porção distal a ultra-distal, à luz dos novos modelos tectônicos; e 2) estabelecimento da relação entre feições geofísicas e estruturas tectônicas herdadas da litosfera. O sistema Iberia-Newfoundland privilegia a análise de feições geofísicas marinhas, pois possui dados geológicos e geofísicos diversos e amplamente estudados (e.g. Zhao, 1996; Whitmarsh et al., 2001; Sibuet et al., 2007; Perón-Pinvidic et al., 2003, Nirrengarten et al., 2017, Nirrengarten et al., 2018).

Figura 1. Porção sul do Atlântico Norte, com idades mapeadas no assoalho oceânico. Áreas abordadas na pesquisa: 1, área foco do estudo; 2, margem para estudo comparativo. Idades de Muller et al. (2016) e Seton et al. (2014).

Estado da arte Nas margens ibérica e de Newfoundland, a configuração do embasamento foi desenhada no final do Paleozoico, através da junção dos grandes domínios tectônicos, com uma sobreposição do orógenos (e.g. Du Toit, 1937; Matte, 2001; Martinéz-Catalán et al., 2007; Martinéz-Catalán et al., 2009, Nance et al., 2010). As três faixas orogênicas mais relevantes para o estudo são: Caledoniana-Acadiana (e.g. Matte, 2001; Nance et al., 2010), Variscana-Alleghaniana (e.g. Martinéz-Catalán et al., 2009), e terreno Avalônia com superposição Variscana-Caledoniana (Martinéz-Catalán et al., 2009). Estudos magnetométricos trazem o mapeamento de parte destas estruturas (e.g. Lefort e Haworth, 1979; Matte, 2001). Ibéria e Newfoundland são margens continentais conjugadas do tipo magma-poor, e trazem uma arquitetura particular, com feições como crosta hiper-distendida e exumação do manto continental (Whitmarsh et al., 2001, Perón-Pinvidic et al., 2003; Bronner et al., 2011; Picazo et al., 2016; Chenin et al., 2017). A faixa de exumação mantélica (Fig. 1) exibe anomalias magnéticas elongadas de amplitudes relativamente baixas (e.g. Minshull et al., 2004), dadas por magnetização do manto serpentinizado, mais significativa em direção ao oceano (Zhao, 1996); e por esparsas fontes magnéticas (gabros; Whitmarsh et al., 2001). Em direção ao oceano, uma grande abundância de rochas intrusivas e extrusivas (e.g. Srivastava et al., 2000, Bronner et al., 2011; Whitmarsh et al., 2001) marca o início do processo de oceanização. Esta fase magmática da margem é marcada nos dados magnéticos pela Anomalia J (Bronner et al., 2011), uma feição magnética presente em ambas as margens estudadas (Fig. 1). Apesar de conter isócronas (M0 a M4; e.g. Tuckolke e Ludwig, 1982; Srivastava et al., 2000), J não pode ser considerada como uma isócrona por ser de natureza poligênica, e tampouco como limite crustal, pois discorda de interpretações sísmicas (Nirrengarten et al., 2017). Szameitat et al. (2018) colocam a indefinição do início da crosta oceânica como um problema inerente ao conjunto de dados, por geometria e falta de resolução espacial. A crosta formada entre a Anomalia J e a isócrona C34 pode ser vista como uma crosta oceânica embrionária sobre manto sub-continental, repleto de intrusões e extrusões básicas (e.g. Bronner et al., 2011; Picazo et al., 2016; Szameitat et al., 2018).

Material e Métodos Foram utilizados dados campo magnético anômalo (CMA) de 5km de resolução espacial, oriundos de dados marítimos e grids, compilados e publicados pela Geological Survey of Canada em Verhoef et al. (1996). Ainda, dados batimétricos/topográficos de Amante et al. (2009), e profundidade da Moho de Reguzzoni e Sampietro (2015). Como filtros, foram usados a Amplitude do Sinal Analítico (ASA; Nabighian, 1972) e a integral vertical do ASA (VIAS). A filtro ASA é utilizado para ressaltar bordas da fonte magnética, ou representa a fonte como um positivo magnético, a depender da resolução espacial do levantamento e das dimensões do corpo (Blakely, 1996). Este filtro não necessita dos dados de declinação e inclinação magnética, evitando a extrapolação destes parâmetros. O filtro de integral vertical é utilizado para obter a resposta de fontes profundas (Silva, 1996). Quando aplicado ao ASA (VIAS), dinamiza processo de modelagem magnética (Paine et al., 2001). Na primeira fase do estudo, a avaliação das profundidades de fontes foi testada, mas não conclusiva – Deconvolução de Euler (Thompson, 1982) e Transformada Signum (Oliveira et al., 2015). Já na segunda etapa, foi utilizada a inversão 3D, através do Oasis Montaj 9.1. A inversão realizada foi não supervisionada e sem amarrações, o que atribui certa confiabilidade às anomalias coincidentes com domínios estruturais. Para testar a hipótese de herança continental nas margens, a interpretação magnetométrica foi feita de forma dinâmica, com a interpretação dos lineamentos no tempo de formação, através do software GPlates 2.1 (Williams et al., 2012). Foram utilizados um modelo de placas e polos de rotação de Nirrengarten et al. (2018); domínios crustais de Nirrengarten et al. (2018), Dean et al. (2000) e Martinéz-Loriente et al. (2018); e idades da crosta oceânica de Müller et al. (2016) e Seton et al. (2014). O embasamento pré-rifte foi montado através de compilação bibliográfica (Lefort e Haworth, 1979; Martinéz-Catalán et al., 2007; Martinéz-Catalán et al., 2009; Welford et al., 2012, Edel et al., 2018).

Resultados Os mapas geofísicos para a Ibéria estão apresentados na Fig.2, onde foram mapeados lineamentos de importância regional. Para a Ibéria, foram feitos os mapas ASA (Fig.2, b) e VIAS (Fig.2, c), onde o limite em direção ao continente da Anomalia J é segmentado num formato de “zig-zag”, com segmentos NW- SE subparalelos às linhas de fluxo da placa Ibérica (Fig.2, d) como modelados em Nirrengarten et al. (2018). No mapa VIAS, ainda há uma fragmentação sob crosta oceânica, após a isócrona C34 (Fig. 2, c). Já com a paleo reconstrução do dado ASA (Fig. 3), a Anomalia J evoluiu de forma satisfatória no modelo aplicado. No entanto, a formação do trecho mais antigo da J apresentou um desalinhamento entre 130 e 125Ma. Uma feição magnetométrica em zig-zag aparece destacada, presente em ambas as margens na região da Anomalia J. Lineamentos posteriores ao estabelecimento da Anomalia J ocorrem espelhados.

Discussões e Conclusões O uso de dados filtrados revela uma geometria angulosa, em formato de zig-zag, na região da Anomalia J (Fig. 2., linha amarela espessa em d). Quando comparadas as duas margens conjugada (Fig. 3), constata-se a presença da feição nas duas margens, de modo que as feições aparentam um movimento de “desencaixe” durante o rifteamento. Poderia-se dizer que esta é uma feição em encaixe, do tipo chave- fechadura (“lock-and-key”), termo utilizado na biologia para a complementariedade enzima-substrato. As feições segmentadas observadas remetem a geometrias de ambiente rúptil, o que não é compatível com um ambiente de litosfera oceânica neo-formada. Os segmentos NW-SE da feição em zig-zag predizem o uso desta direção como zonas transformantes para movimentação de blocos litosféricos na separação continental. De fato, esta direção é subparalela às linhas de fluxo da placa Ibérica no Mesozoico, modeladas por Nirrengarten et al. (2018).

Figura 2 – Mapas geofísicos CMA (a), ASA (b), VIAS (c), e VIAS com sobreposição do grid ASA translúcido e em escala de cinza (d), com setas indicando as linhas de fluxo da placa Ibérica de Nirrengarten et al. (2018). Configuração da litosfera rasa para a margem ibérica (e). Modificado de Szameitat et al. (2018).

Figura 3 – Progressão de abertura da Anomalia J em fases representativas (a, b, c), e visão geral em 68Ma em duas escalas de cores (preto a azul para o oeste do Atlântico, e preto a verde para o lado leste).

Considerando a história evolutiva e a arquitetura das margens magma-poor (Chenin et al., 2017), as feições segmentadas indicam a presença de uma rede estrutural prévia. Algumas feições de mesma geometria são conhecidas na região, como: rede de fraturas Tardi-Variscana na porção continental em Newfoundland (Edel et al., 2018); rede de alinhamentos de epicentros na margem ibérica, associada à falhas variscanas (Custódio et al., 2015), e rede de fraturas de filiação litosférica ilhas Canárias, alinhada à sul com a faixa de crosta embrionária ibérica (Camacho et al., 2001). Deste modo, esta rede de fraturas preexistente poderia servir de conduto para a entrada do magma no manto estéril de Ibéria- Newfoundland. Portanto, seguindo as argumentações de literatura (e.g., Kullberg et al., 2013) e as evidências deste trabalho, teríamos o início da quebra litosférica na J, seguido por uma fase de adelgaçamento da litosfera sub-continental com algum controle estrutural herdado. A litosfera adelgaçada está sob a crosta embrionária e formaria uma cunha, intensamente intrudida por material básico, concentrado em zonas de fraqueza e também de forma infiltrada (Picazo et al., 2016). A esta cunha litosférica, chamamos de “modelo do crocodilo” (crocodile model; Fig. 2, e). Sobre os lineamentos magnéticos que ocorrem espelhados e posteriores à formação da J, estes apontam para uma alteração no tipo de controle estrutural exercido pela litosfera. A sugestão é que a litosfera exerça ainda algum controle estrutural na colocação do magma, mas já não tão forte como foi na feição em zig-zag. E, em seguida, o estabelecimento do centro de espalhamento oceânico retilíneo (C34) e distinto das estruturações variscanas ratifica a influência da estruturação dada pelo Caledonides, que parece orientar a abertura do Atlântico Norte. De fato, a orogenia Caledoniana é mais antiga e desenvolveu-se por completo, enquanto que a Variscana é imatura (Chenin et al., 2017) e se coloca sobreposta ao cinturão Caledoniano. Finalmente, sobre a Anomalia J reconstruída, o desalinhamento no intervalo de tempo entre 130 e 125Ma sugere um leve reposicionamento da placa Ibérica, que está sendo trabalhado no momento.

Atividades Futuras As atividades futuras consistem em finalizar o modelo conceitual 2D para a margem de Newfoundland, testar o uso de dados paleomagnéticos para apoiar a movimentação da placa Ibérica, e redação de artigo.

Agradecimentos Esta pesquisa tem o financiamento da CAPES, e apoio do Programa de Pós-Graduação em Geologia da UFPR, do LPGA/UFPR, do GeoAtlantico-TEKTOS/UERJ, e do Institut de Physique du Globe de Strasbourg/UNISTRA. Agradeço também a Michael Nirrengarten, Université de Cergy-Pontoise, aos colegas do LPGA/UFPR e do LabGeol pelas discussões e contribuições diversas. F.J.F. Ferreira tem suporte para esta pesquisa do Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPq), pelo contrato 306978/2015-6. Agradecimento também à PETROBRAS e Faperj, pelo contínuo suporte aos projetos de margens continentais.

Referências Amante C., Eakins B.W. 2009. ETOPO1 1 Arc-Minute Global Relief Model: Procedures, Data Sources and Analysis. NOAA Technical Memorandum NESDIS NGDC-24. [Acess date: 09/07/2017]. Blakely R.J. 1996. Potential theory in gravity and magnetic applications. Cambridge University Press, Cambridge, 441p. Bronner A., Sauter D., Manatschal G., Péron-Pinvidic G., Munschy M. 2011. Magmatic breakup as an explanation for magnetic anomalies at magma-poor rifted margins. Nature Geoscience, 4:549-553. Camacho A.G., Montesinos F. G., Vieira R., Arnoso J. 2001. Modelling of crustal anomalies of Lanzarote (Canary Islands) in light of gravity data. Geophys. J. Int, 147:403-414. Chenin P., Manatschal G., Picazo S., Müntener O., Karner,G., Johnson C., Ulrich M. 2017. Influence of the architecture of magma-poor hyperextended rifted margins on orogens produced by the closure of narrow versus wide oceans. Geosphere, 13:1–18. 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Dados Acadêmicos Nível: Doutorado; Data de ingresso na Pós-Graduação: Novembro de 2017; Área De Concentração: Geologia Exploratória; Linha De Pesquisa: Evolução Crustal; Título original do projeto de pesquisa: Geotectônica na transição continente-oceano com uso de gravimetria e magnetometria – Ibéria Ocidental; Bolsa CAPES. 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Inversões de deriva associadas a câmbios climáticos indicadas através de mudanças no modo de construção de barreiras costeiras durante o Holoceno na costa Paranaense

Marcelo Bogo E-mail: [email protected] Orientador(a): Maria Cristina de Souza

Palavras-chave: estratigrafia, radarfácies, Holoceno.

Introdução As barreiras costeiras, objetos do estudo, estão localizadas em um amplo setor da costa que compreen- de parte do litoral paranaense e norte catarinense, tendo evoluído a partir do máximo holocênico, por volta de 5300 anos A.P., durante a lenta e gradual queda do nível relativo do mar (Angulo et al. 2006a). Durante esta queda do nível relativo do mar, no entanto, podem ter existido períodos de inversão tem- porária no sentido dominante da deriva litorânea na costa brasileira. Segundo Angulo et al. (2006b) pre- domina no litoral brasileiro uma deriva litorânea sentido sul-norte, devido ao predomínio de ondulações do quadrante S-SE. Estes períodos de inversão são fenômenos complexos, produto de mudanças nos parâmetros oceanográficos (clima de ondas, ventos predominantes e correntes) associadas a câmbios climáticos. Feições morfológicas com sentido de construção inverso à da deriva litorânea predominante têm sido observadas no litoral paranaense e norte-catarinense tanto em superfície (Mihály & Angulo 2002, Souza 2005), como em subsuperfície (Angulo et al. 2005, Bogo 2013 e Witkowski 2015), em diferentes posi- ções cronoestratigráficas do Quaternário. As inversões no sentido da deriva dominante aparentemente apresentam várias escalas de ciclicidade, podendo estar associadas a passagem de frentes frias, sazonais, a ciclos de alta frequência, ou podem estar associadas a eventos com tempo de recorrência mais longo, tal qual mudanças climáticas em es- cala continental ou global. A utilização do método GPR (Ground Penetrating Radar), em conjunto com datações pelo método LOE (luminescência opticamente estimulada) e observações de feições morfológicas na região de estudo, permitirão definir feições associadas com um período de inversão climática ocorrida entre 5.800 e 1.500 anos A.P., caracterizando marcantes heterogeneidades inseridas nos depósitos sedimentares do Holo- ceno. A região de estudo situa-se entre os municípios de Itapoá (SC), Guaratuba e Pontal do Paraná (PR), dividida em três áreas-alvo (Figura 1).

Estado da arte A gênese dos sistemas de barreiras na porção sul da costa brasileira está relacionada às variações de nível do mar ocorridas do Pleistoceno até o presente, evoluindo, durante este período, sob a influência direta do balanço de sedimentos e do regime de ondas, marés e clima regionais. Os depósitos sedimentares da planície costeira, onde se localiza a área de estudo, são de origem mari- nha, lagunar e eólica, situando-se na área de influência de três grandes estuários; da Babitonga (240 km²) em Santa Catarina, de Guaratuba (50 km²) e de Paranaguá (990 km²) no Paraná, estando, portan- to, intrinsecamente ligados à sua dinâmica e magnitude da descarga de sedimentos fluviais. Associados às barreiras costeiras podem ocorrer esporões, caracterizados como corpos arenosos com desenvolvimento aproximadamente longitudinal à costa, em resposta a uma deriva litorânea predomi- nante e que, de acordo com Allen (1982) e Roy et al. (1994), são construídos sob condições de nível do mar estáveis em costas dominadas por ondas. Direções opostas de crescimento dos esporões sugerem inversões da deriva litorânea longitudinal du- rante a progradação, consequentemente influenciando os padrões de distribuição de sedimentos ao lon- go da costa (Dominguez 2009). Evidências de significativo componente de deriva longitudinal na forma- ção das barreiras holocênicas foram observadas por diversos autores (Angulo et al. 1999, Souza et al. 2001, Mihály & Angulo 2002, Souza 2005) na região. Feições indicativas de períodos em que a deriva longitudinal esteve atuando em sentido contrário ao da deriva predominante são, no entanto, raramente observados no interior da planície costeira. Um exem- plo são as feições identificadas por Souza (2005) na fotografia área da planície centro-sul paranaense, preservadas entre a barreira holocênica e a pleistocênica. Estas feições podem estar associadas a uma paleodesembocadura que existia a norte de Itapoá (Souza et al. 2001) durante o máximo holocênico. Chiessi et al. (2014) identificam, a partir de estudos da razão Mg/Ca de foraminíferos planctônicos e de taxas da razão isotópica de oxigênio (δ18O) em testemunhos de sedimentos marinhos, variações em escala de centenas de anos na direção predominante da corrente de deriva longitudinal no Holoceno tardio. Zular (2011) identifica, na Ilha de São Francisco do Sul, uma mudança na morfodinâmica deposicional por volta de 1.9-1.8 ka, associado a um aumento na força de ventos provenientes do quadrante sudeste e condições de deriva litorânea predominando no sentido norte, o que pode estar associado a uma in- tensificação das frentes frias por volta deste período. Este período de intensas mudanças climáticas po- deria estar associada ao início dos eventos ENSO (El Nino Southern Oscillation) e consequentes varia- ções na Zona de Convergência Atlântico Sul (Cruz et al 2006) e nos ventos oceânicos (westerlies).

Material e Métodos Para este trabalho, foram utilizadas seções de levantamentos GPR executados em 2009, 2012 e em 2013 (LECOST –DEGEO – UFPR /CECO – IG - UFRGS) sobre ruas e estradas ao longo de perfis perpendiculares e paralelos à linha de costa. O sistema utilizado foi o Georadar SIR-3000 da GSSI™ (Geophysical Survey Systems, Inc.) com uma antena de frequência central de 200 MHz (registrando até 12 m de profundidade). O sistema do georadar foi conectado a um DGPS, permitindo uma coleta de dados georreferenciados. Os registros de campo selecionados foram processados e interpretados através do programa REFLEX 2D™. Nesta etapa foram aplicados filtros para remoção de ruído e ganho de sinal, além da correção topográfica utilizando os dados DGPS. Após a interpretação dos radargramas, foram escolhidos os perfis com melhor resolução das estruturas, onde foram locados alvos para as sondagens com vibrotestemunhador (Figura 2). O método utilizado para interpretação das seções GPR é baseado em princípios da estratigrafia sísmica adaptados às características e conceitos do método GPR, baseando-se no princípio geral para depósitos sedimentares de que as reflexões de ondas transmitidas são em geral paralelas à estratificação sedimentar. Os fundamentos do método utilizado neste trabalho estão em Gawthorpe et al. (1993), Jol & Bristow (2003) e Neal (2004).

Resultados Na primeira etapa de trabalho com os radargramas foram processados e interpretados 36 radargramas no software ReflexView™. Foram definidas nesta etapa 15 radarfácies identificadas através da caracterização da geometria e textura dos refletores e de seus tipos de terminação (onlap, downlap etc.). Os pacotes (radar packages) foram também definidos, bem como suas relações espaciais, ou seja, as superfícies delimitantes que representam superfícies de deposição ou de erosão. Estas superfícies delimitantes foram definidas como pertencendo a duas ordens; as superfícies principais e secundárias. Nos radargramas podem ser identificadas três superfícies principais, em geral possuem alto contraste e são horizontalizadas, ou com relêvo suave. As superfícies secundárias em geral são irregulares e pouco nítidas.

Discussões e Conclusões Nos radargramas longitudinais à linha de costa analisados, puderam ser identificadas feições com sentido de construção ou de progradação inversos, em diferentes posições do empilhamento estratigráfico, o que pode indicar influência de correntes de deriva durante a deposição dos sedimentos. A coleta de amostras através de sondagem, sua caracterização e datação, deverão esclarecer aspectos sobre os ambientes deposicionais, seu posicionamento na cronologia e sobre os ciclos climáticos que eventualmente influenciaram os processos. Figura 1. Localização das áreas de pesquisa; A-Guaraguaçu, B-Guaratuba e C-Itapoá. Fonte da Imagem (Bing 2019).

Figura 2. Localização dos radargramas e da locação para os furos de sondagem na área A. Figura 3. Radargrama da perfilagem 23SW, na Area A.

Atividades Futuras - Campo 1:Mapeamento geológico de superfície, coleta de amostras LOE. - Campo 2: Sondagem com vibrotestemunhador. - Laboratório: preparação de testemunhos e amostras, descrição de fácies. - Datação: LOE - Preparação de artigo 1. - Preparação de artigo 2.

Agradecimentos À CAPES pela bolsa de doutorado, ao Programa de Pós-graduação do Departamento de Geologia da UFPR e ao LECOST (Laboratório de Estudos Costeiros).

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Modalidade: Doutorado. Data do Exame de Qualificação: (maio/2021) Título original do Projeto de Pesquisa: Evolução holocênica do sistema barreira-laguna na porção setentrional do litoral do Estado de Santa Catarina. Data de ingresso na Pós-Graduação: agosto/2017; Área de Concentração Geologia Ambiental; Linha de Pesquisa Evolução, Dinâmica e Recursos Costeiros. Bolsa CAPES-DS. 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Caracterização geológica com ênfase na geofísica - SW de Caçapava do Sul RS

Marieli Machado Zago [email protected] Orientador: Maximilian Fries (Laboratório de Geofísica Aplicada/Universidade Federal do Pampa)

Palavras-chave: Aerogeofísica; Escudo Sul-riograndense; prospecção mineral.

Introdução

Desde os primórdios da humanidade o homem vem prospectando materiais de seu interesse, como os líticos (sílex, Idade da pedra) para a confecção de ferramentas e posteriormente, em busca de concentrações metálicas de cobre/estanho e ferro (idade dos metais). Com o passar do tempo, foram adquiridos conhecimentos sobre diversos tipos de depósitos de minerais, assim surgiram técnicas de prospecção mineral. Hoje em dia tais interesses são guiados por estudos de mercado, que tem a finalidade de orientar qual será a demanda futura de substâncias minerais. Para que sejam descobertos novos depósitos minerais são necessárias algumas etapas, dentre as subdivisões encontram-se as fases de exploração geológica e de prospecção em superfície (Pereira, 2003). A fase de exploração geológica visa o reconhecimento de grandes áreas (caráter regional) com o uso de mapas geológicos, geoquímicos, metalogenéticos, aerogeofísicos, imagens de satélite, dentre outros, onde o objetivo é selecionar áreas para serem posteriormente alvos de trabalho em detalhe. Na fase de prospecção em superfície tem-se ferramentas necessárias para se encontrar e caracterizar um depósito mineral, dentre elas, mapeamentos geológicos de semidetalhe (1:20.000/1:25.000), amostragens de afloramentos e a prospecção geofísica (Pereira, 2003). Na prospecção mineral a geofísica pode ser utilizada em diversas fases de pesquisa, por ser uma ferramenta que permite recobrir grandes áreas (em levantamentos regionais) ou em investigações de maior detalhe (geofísica terrestre). O uso de métodos geofísicos aerotransportados e terrestres tem sido largamente empregado no auxílio a pesquisas geológicas, tais como, delimitações de corpos intrusivos, correlações de contrastes de propriedades físicas para identificar zonas de arcabouço estrutural e detecção e delineação de alvos mineralizados (Kearey et al., 2009; Dendith e Mudge, 2014). No Brasil, foi reconhecido por Almeida (1984) o Escudo Sul-riograndense (ESRG), localizado na metade sul do estado do Rio Grande do Sul (RS). Este consiste em uma associação de rochas geradoras de importantes recursos minerais e testemunhos da evolução do continente sul-americano. Foi área de cobertura para o Projeto Aerogeofísico do ESRG (mapas de aeromagnetometria e aerogamaespectrometria) realizado por CPRM (2010) e possui significante volume de informações geológicas em escala regional (1:100.000 e 1:250.000), adquirido por CPRM (2007). Apesar do grande volume de dados, tem-se escassez de estudos em escala local (semidetalhe) e alguns existentes são pontuais e concentrados em áreas de interesse, a exemplo dos estudos prospectivos em áreas alvo conduzidos nos últimos anos por empresas privadas. A região carece de informações geofísicas e geológicas para a contribuição no reconhecimento e refinamento de corpos intrusivos, limites litológicos e estruturais. Esses elementos são importantes para estudos posteriores sobre o surgimento e evolução da região. A partir da análise de mapas aerogeofísicos e geológicos de escala regional selecionou-se uma área para a realização de um trabalho de pesquisa em escala de semidetalhe. Esta área localiza-se a SW do município de Caçapava do Sul, estado do Rio Grande do Sul, entre as coordenadas UTM 246.156 e 249.816 (Leste); 6.597.635 e 6.594.453 (Norte), totalizando cerca de 12 Km² (Figura 1). Este estudo tem como objetivo geral a localização de anomalias geofísicas em dados aéreos não compatíveis com o contexto geológico local e caracterização e/ou delimitação de corpos intrusivos e litologias que podem indicar mineralizações por meio de mapeamento geológico detalhado e geofísica terrestre. Especificamente, tem como objetivos, a localização de anomalias geofísicas com o uso de dados aerogeofísicos de magnetometria e gamaespectrometria para a seleção de áreas pouco estudadas e/ou incompatíveis com informações geológicas pré-existentes; o reconhecimento de litologias e corpos intrusivos em escala de semidetalhe (1:20.000) e a detecção e refinamento das anomalias aerogeofísicas identificadas a partir do uso de geofísica terrestre.

Figura 1. Área de estudo em escala de detalhe (quadrado vermelho) com litologias e contexto estrutural. Modificado de CPRM (2007).

Regionalmente a área encontra-se inserida no contexto do Escudo Sul-riograndense (ESRG), situado na porção meridional da Província da Mantiqueira (Almeida e Hasui, 1984). O ESRG resultou de processos de geração e deformação da crosta continental, principalmente pela acreção e deformação de vários blocos crustais pré-cambrianos, onde a maior contribuição ocorreu nos ciclos orogênicos, tais como, Transamazônico (2,26-2,00 Ga – Paleoproterozoico) e Brasiliano (900-535 Ma – Neoproterozoico) (Hartmann et al., 2007). Ocorrências minerais de Cu (Pb, Zn, Au, Ag) associadas à bacia do Camaquã e intrusivas associadas foram identificadas por pesquisadores ao longo de décadas. Constatou-se que a intensidade do plutonismo, contemporâneo às rochas vulcano-sedimentares do Grupo Bom Jardim, contribuiu como fonte de calor, fluídos e alteração hidrotermal intermitente ao longo de 50 Ma do Neoproterozoico. Assim, ocorreu lixiviação e precipitação de elementos de interesse econômico como os metais-base e preciosos (CPRM, 2007). Localmente a área de estudo constitui-se, na porção noroeste (NW), pela formação Maricá, com arcóseo, arenitos e secundariamente conglomerados; na região central tem-se a formação Hilário, composta por andesitos, traquiandesitos, lamprófiros e ocorrências cupríferas com intercalações da formação Pedra Pintada que é composta por arenitos e siltito. Na porção sudeste (SE) tem-se a Suíte Metamórfica Vacacaí, unidade metavulcanosedimentar com grafita xisto, quartzito, anfibolito e metabasalto (CPRM, 2007).

Estado da arte

Os contrastes de propriedades físicas apresentados pelos diferentes tipos de rochas existentes como, por exemplo, a resistência elétrica, a susceptibilidade magnética, a radioatividade e a densidade, podem ser verificadas por métodos geofísicos específicos (magnetometria, eletrorresistividade, gamaespectrometria, gravimetria, dentre outros) (Telford et al., 1990; Pereira, 2003). No método da magnetometria, são medidas as variações (anomalias) no campo geomagnético produzidas em função do teor de minerais com alta susceptibilidade magnética contido nas rochas da crosta, como por exemplo magnetita, ilmenita e pirrotita. Devido a essa resposta, o método auxilia na delineação da geologia de subsuperfície, na localização de corpos mineralizados, permite também delinear estruturas geológicas (contornos em linha reta podem ser indicativos de contatos geológicos e/ou fraturamentos) (Pereira, 2003). A distribuição de elementos radioativos, como o Potássio (K), o Urânio (eU) e o Tório (eTh) em uma determinada área permite identificar as principais estruturas geológicas e, em alguns casos, traçar subgrupos dentre as litologias identificadas (Dickson e Scott, 1997). Na crosta terrestre o urânio tem em torno de 3 ppm de abundância média. Ocorre nas rochas como óxidos e silicatos, uraninita e uranotorita; ao longo dos limites dos grãos, possivelmente como óxidos ou silicatos de urânio. Quando liberado dos minerais, pode ser retido em óxidos de ferro e minerais de argila, ou até mesmo precipitados em condições redutoras, formando-se depósitos de urânio.

A concentração de tório de cerca de 12 ppm (Boyle, 1982). De acordo com Dickson e Scott (1997) o eTh pode ocorrer na monazita e no zircão, onde, torna-se estável durante o intemperismo e pode acumular-se em depósitos de minerais pesados e durante o intemperismo, retido em óxidos e hidróxidos de Fe ou Ti e em argilas. O tório pode ser transportado quando adsorvido em colóides argilosos e óxidos de ferro. O Potássio ocorre com uma proporção média de 2,35% na crosta terrestre, principalmente em feldspatos potássicos e nas micas, e é praticamente ausente em minerais máficos. A concentração dos radioelementos foi medida por diversos pesquisadores e Boyle em 1982, constatou que em rochas ígneas intermediárias extrusivas e intrusivas (como diorito e andesito) o teor médio de tório (eTh) é 5 ppm e o de urânio (eU) é em torno de 2 ppm. Já em ígneas intrusivas, extrusivas ácidas (como granito e riolito) tem-se em torno de 14 ppm de eTh e 4,5 ppm para eU; em lamprófiros fica em torno de 15 ppm de eTh e 5 ppm de eU.

Materiais e Métodos

O desenvolvimento do projeto consiste na execução de 4 fases: Fase I: A partir de mapas de informações geofísicas e geológicas em escala regional selecionou- se uma área para estudos detalhados. As seguintes informações foram disponibilizadas pela Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM): i) Dados geofísicos de aerogamaespectometria e de aeromagnetometria: Executado e processado pela CPRM juntamente com a LASA Prospecções S.A., através do Projeto Aerogeofísico Escudo do Rio Grande do Sul disponibilizados em 2010 (mapas de contorno do campo magnético total reduzido do IGRF, escala 1:100.000 e de contorno radiométrico em concentração de elementos (Potássio, Urânio e Tório), escala 1:250.000); ii) Informações litológicas, estruturais e de mineralizações do Projeto BANEO – Metalogenia das bacias neoproterozoico- eopaleozoicas do sul do Brasil: Bacia do Camaquã, disponibilizado por CPRM em 2007, escala 1:100.000. Neste projeto desenvolveram-se atividades de fotointerpretação, registro de pontos geológicos, petrografia, análises químicas de rocha e análises geocronológicas. Para interpretações por meio fotos aéreas e geração de modelos digitais de elevação, serão utilizados imagens de sensoriamento remoto do sensor Alos Palsar, disponibilizado por ASF DAAC (2019), com uma resolução de 12,5 metros. Fase II: Consiste na prospecção de superfície em escala de semi-detalhe, onde será desenvolvido um mapeamento geológico, com o uso de bússola, marreta, GPS e mapas geofísico-geológicos. Para a descrição petrográfica detalhada está previsto a confecção de aproximadamente 20 lâminas petrográficas na Universidade Federal do Paraná (UFPR) e o uso de microscópio óptico da UFPR. Fase III: Prospecção de subsuperfície em escala de detalhe, será desenvolvida uma campanha geofísica terrestre, esta etapa prevê a parceria com o Laboratório de Geofísica Aplicada na Universidade Federal do Pampa (Unipampa) para o auxílio na logística e no empréstimo de equipamentos geofísicos; e o processamento de dados prevê o auxílio do Laboratório de Pesquisas em Geofísica Aplicada da UFPR para o uso de softwares como Oasis Montaj (Geosoft). Fase IV: Resultados, discussões e conclusões, com o uso de softwares de geoprocessamento como QGis serão confeccionados mapas e o software Voxler (Golden) ou similares que serão utilizados para a integração de dados geofísicos-geológicos.

Resultados preliminares e esperados

Os resultados preliminares consistem na execução completa da fase I e a fase II (em andamento, última saída de campo realizada no dia 12/06/19). A partir dos dados fornecidos por CPRM (2010) selecionou-se uma área onde a assinatura geofísica apresenta elementos divergentes do contexto geológico e com o arcabouço estrutural descrito por CPRM (2007). Foram gerados mapas de radioelementos (canais de K, eTh e eU) e mapa de campo magnético total reduzido ao IGRF (Figura 2). No mapeamento geológico obteve-se informações, tais como, descrição de afloramentos rochosos, reconhecimento do relevo topográfico, fotografias para o registro de campo e coleta amostras de rochas em 50 pontos (Figura 3a). Os resultados esperados consistem em: i) Geração de banco de dados com informações geológicas detalhadas da área de estudo; ii) Confecção de mapas de integração geológico-geofísico com informações do banco de dados geológicos e mapas geofísicos aéreos; iii) Confecção de mapas geofísicos terrestres com interpretações detalhadas e refinadas da área de estudo; iv) Modelos geológicos-geofísicos finais com a compreensão mais detalhada do local.

Discussões

No mapa aerogeofísico de escala regional do campo magnético total reduzido do IGRF (Figura 2a) tem-se um dipolo composto por valores contrastantes de nT. Observa-se altos anômalos com formato alongado nos canais de eTh (de 15 a 30 ppm) e eU (de 3,5 a 5 ppm) que estão acima do valor médio da crosta terrestre descrito por Dickson e Scott (1997) (Figura 2b e 2d), no canal de K (Figura 2c) observa- se altos anômalos (de 3 até 5 % de K) em formato circular, que acontecem em menores proporções do que os canais de eTh e eU. Estas anomalias estão localizadas em uma região composta basicamente por andesitos da formação Hilário (CPRM, 2007). De acordo com Boyle (1982) a assinatura geofísica de radioelementos em andesitos não contempla altos anômalos de eTh e eU. Já a assinatura magnetométrica marca zonas de falha regionais e na região onde encontra-se um alto gradiente vertical (anomalia) não há nenhuma feição significativa demarcada por CPRM (2007). Considerando estas divergências de informações, foi iniciado o reconhecimento geológico em escala de semidetalhe (1:20.000). Na Figura 3 encontram-se os pontos de coleta de dados localizados em parte sobre mata fechada, outras em campo aberto e plantações de soja cercados por arroios e drenagens de pequeno porte. A variação altimétrica é sutil próximo as drenagens e acentuada (em torno de 200 metros) em regiões montanhosas. Na porção NW encontrou-se rochas sedimentares, arenitos e conglomerados; na região central, identificou-se rochas ígneas extrusivas, andesitos e traquitos, alguns com forte oxidação e, intercalados a estes, rochas com características semelhantes aos lamprófiros descritos por (CPRM, 2007). Na porção NE identificou-se rochas com características de metavulcanosedimentares, algumas porções com dobras normais fechadas e apertadas e grau de metamorfismo moderado intercalado com rochas ígneas extrusivas. Em toda a área de mapeamento identificou-se veios e pequenas inclusões sem direção preferencial definida de silicatos (quartzo). Para uma análise mais acurada foram coletadas amostras dos principais pontos de observação em campo para a confecção de lâminas petrográficas.

Figura 2. Mapas aerogeofísicos da área de estudo em a) aeromagnetrometria, b) Canal de eTh, c) Canal de K e d) canal de eU (Modificado de CPRM (2010) e CPRM (2007).

Figura 3. Em a) Mapa identificando pontos de coleta de dados sobre imagem de satélite, em b) Modelo Digital de Terreno (MDT). (Modificado de ASF DAAC (2019).

Atividades Futuras

As etapas posteriores consistem: i) Elaboração de um banco de dados com informações litológicas e estruturais com as respectivas descrições de afloramentos e análise petrográfica macroscópica e microscópica de amostras coletadas em campo; ii) Integração dos dados geológicos em escala de semidetalhe (1:20.000) com as informações de escala regional utilizando ferramentas de geoprocessamento; iii) Após análise detalhada das litologias, contexto estrutural e hidrogeológico e a influencia topográfica da região, será realizada a seleção da área de estudo para uma campanha de geofísica terrestre em escala de detalhe (o método será definido a partir da obtenção de resultados do mapeamento geológico); iv) Processamento de dados geofísicos terrestres, etapa realizada em laboratório, por meio de softwares específicos para o método que melhor se adequar ao contexto da pesquisa; v) Geração de resultados e conclusões visando o uso de plataformas de integração de dados geofísico-geológico, para a geração de mapas, gráficos e modelos tridimensionais.

Agradecimentos

A CAPES pelo suporte financeiro através de bolsa de pós-graduação. Ao Laboratório de Geofísica Aplicada (LGA) da Universidade Federal do Pampa. Ao Laboratório de Pesquisas em Geofísica Aplicada da Universidade Federal do Paraná.

Referências

Almeida F.F.M., Hasui Y. 1984. O Pré-Cambriano do Brasil. Editora Edgard Blucher, São Paulo. 374pp. ASF DAAC - Alaska Satellite Facility Distributed Active Archive Center. 2019. ALOS PALSAR_Radiometric_Terrain_Corrected_high_res; Inclui material © JAXA/METI 2011. Disponível em: https://www.asf.alaska.edu. Acessado em 11 de março de 2019. DOI: 10.5067/Z97HFCNKR6VA Boyle R.W. 1982. Geochemical prospecting for thorium and uranium deposits. Developments in Economic Geology, Elsevier Science, 508pp. eBook ISBN: 9780444597632 CPRM - Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais. Relatório do Projeto BANEO. 2007. Metalogenia das bacias neoproterozoico-eopaleozoicas do sul do Brasil: Bacia do Camaquã, e mapas geoógicos em escala de 1:100.000. CPRM - Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais. 2010. Relatório do Projeto Aerogeofísico Escudo do Rio Grande do Sul, e mapas aerogeofísicos nas escalas 1:100.000 e 1:250.000. Dendith M.C., Mudge S. 2014. Geophysics for the Mineral Exploration Geoscientist. Cambridge University Press 454pp. ISBN-10: 0521809517 ISBN-13: 978-0521809511 Dickson B.L., Scott K.M. 1997. Interpretation of aerial gamma-ray surveys-adding the geochemical factors. AGSO Journal of Australian Geology and Geophysics. 17: 187-200 Disponível em: https://www.researchgate.net/publication/265644072_Interpretation_of_aerial_gamma-ray_surveys_- _adding_the_geochemical_factors. Acessado em 12 de abril de 2019. Hartmann L.A., Chemale Jr.F., Philipp R.P. 2007. Evolução geotectônica do Rio Grande do Sul no Pré-Cambriano. In: Iannuzzi R., Frantz J.C. (Org.). In: 50 anos de Geologia: Instituto de Geociências, Editora Comunicação e Identidade, Porto Alegre, RS, pp. 97-123. ISBN: 978859857303-8 Kearey P., Brooks M., Hill I. 2009. Geofísica de Exploração. Oficina de textos, São Paulo. 438pp. ISBN: 978-85-86238-91-8 Pereira, R.M. 2003. Fundamentos de Prospecção Mineral. Editora Intercência, Rio de Janeiro. ISBN 85-7193-090-2 Telford W.M., Geldart L.P., Sheriff R.E. 1990. Applied Geophysics. 2ed. Cambridge University Press, New York, 792pp. ISBN-10: 0521339383 ISBN-13: 978-0521339384

Dados Acadêmicos: Modalidade: Mestrado. Data do Exame de Qualificação: (junho/2020) Título original do Projeto de Pesquisa: Caracterização geológica com ênfase na geofísica - SW de Caçapava do Sul, RS Data de ingresso na Pós-Graduação: abril/2019; Geologia Exploratória; Análise de depósitos minerais; Possui bolsa: CAPES/DS. 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2018 Curitiba - PR

Acomodação de processos deformacionais em formações-ferríferas do Proterozoico: um estudo de caso do Bloco Almas-Dianópolis-Cavalcante.

Mateus Augusto Oliveira Silva [email protected] Orientador: Leonardo Evangelista Lagoeiro (Departamento de Geologia; Universidade Federal do Paraná) Coorientadora: Paola Ferreira Barbosa (Instituto de Geociências; Universidade de Brasília)

Palavras-chave: Faixa Brasília; EBSD; Microtectônica; Geoquímica. Introdução Formações-ferríferas associadas a um cinturão de rochas verdes foram mapeadas em detalhe, em 2016, nas proximidades do município de Almas, TO, durante a realização da etapa de campo referente ao trabalho final do curso de Geologia do Instituto de Geociências da Universidade de Brasília (Figura 1). O município de Almas localiza-se sobre o bloco Almas-Dianópolis-Cavalcante, sendo composto principalmente por um contexto granito-greenstone (Dardenne & Schobbenhaus 2001). Esse bloco configura-se como uma porção geologicamente agregada ao Cráton São Francisco, tendo funcionado como substrato sob o qual se depositaram as coberturas da Faixa de Dobramentos Brasília. Esses terrenos granito-greenstone apresentam provável idade paleoproterozoica (Pimentel & Botelho 2001) sendo estruturas como domos de composição granítica circundados por rochas vulcano-sedimentares (Cruz & Kuyumjian 1999).

Figura 1 – Mapa de Localização da Formação Ferrífera do Boqueirão e do Greenstone Belt, Localização das principais formações ferríferas encontradas no projeto almas. Sem dúvida, o problema norteador de grande parte das pesquisas no Terreno granito-greenstone do Tocantins envolve o entendimento das ocorrências de ouro (e.g. Kuyumjian et al 2012; Kwitko et al 1995; Cruz & Kuyumjian 1999; Cruz 2001; Ferrari & Choudhuri 2004; Martins Ferreira 2015) e por isso nem sempre as formações-ferríferas foram sistematicamente caracterizadas. No entanto, não se sabe ao certo como essas rochas evoluíram petrologicamente com a deformação e o metamorfismo e qual a sua contribuição para o desenvolvimento do arcabouço tectônico do Bloco Almas-Dianópolis- Cavalcante. A deformação tende a se distribuir de forma heterogênea em rochas submetidas a um campo de tensão regional. Essa localização da deformação se dá tanto em função das anisotropias regionais presentes na megaestrutura quanto em anisotropias microscópicas, em escala de grão. Regiões de descontinuidade regional, tais como zonas de rompimento, contatos litológicos ou estruturais etc. frequentemente acomodam os esforços mecânicos regionais através da alteração de forma dessas grandes estruturas. Já em microescala, essas descontinuidades são preferencialmente observadas nos contatos entre os grãos e nos planos cristalográficos dos minerais, sendo a deformação acomodada através, por exemplo, do deslizamento de planos cristalográficos ou da mudança da forma de grãos/bordas. Ainda que as escalas sejam diferentes, os processos de distribuição da deformação comportam-se de maneira similar tanto em macroescala quanto em microescala. No entanto, é comum, para terrenos polideformados, que a deformação desenvolva estruturas mais pronunciáveis preferencialmente em algumas litologias mais suscetíveis à deformação. Um cenário similar de distribuição heterogênea de feições deformadas pode ser observado, por exemplo, ao longo de toda região relativa à Faixa de Dobramentos Brasília, e por extensão ao longo do Bloco Almas-Dianópolis- Cavalcante. Em função da sua estruturação particular em bandas composicionais onde há alternância sucessiva de camadas ricas em óxidos de ferro e camadas ricas em quartzo, as formações-ferríferas também se mostram como rochas particularmente suscetíveis aos processos tectônicos, funcionando como verdadeiras zonas de concentração da deformação. Os princípios de particionamento da deformação em tectonitos poliminéralicos são já bastante estudados tanto no contexto do comportamento da litosfera, quanto em modelagem de sistemas (e.g. Lister & Williams 1983). A maioria das abordagens é de escala regional e evidencia, em maior ou menor intensidade, a influência do contraste de comportamento de rochas com a variação da resistência e forma dos minerais, bem como com a diferente geometria do campo de tensão. Da mesma forma, é notável que, ainda se considerando a deformação em escala litosférica, por exemplo em uma borda de placa, não é possível ignorar a influência da deformação localizada (e.g Kirby 1985). Trabalhos desenvolvidos em formações-ferríferas do Quadrilátero Ferrífero já mostraram o comportamento do campo de tensão regional atuando e sendo evidenciado pelo seu reflexo direto no desenvolvimento de estruturas tectônicas de média a larga escala nessa região (e.g. Ferreira et al. 2016; Ávila et al. 2015; Barbosa & Lagoeiro 2012; Lagoeiro & Barbosa 2010). Assim, as formações-ferríferas vinculadas ao Bloco Almas-Dianópolis-Cavalcante foram escolhidas com o objeto de estudo por apresentarem comportamento bastante peculiar frente ao campo de tensão regional. A hipótese desse projeto é que a formação-ferrífera no Greenstone Belt de Almas atua como um localizador dos processos metamórficos e deformacionais, funcionando como regiões de maior facilidade de escape de matéria e interação fluido-rocha, considerado até então restrito, na maior parte, às zonas de cisalhamento regionais. Dessa forma, a proposta norteadora desse projeto é a caracterização sistemática das formações-ferríferas da Formação Morro do Carneiro. Essa caracterização, tanto química, quanto estrutural, é importante pois fornecerá mais dados indicativos de processos responsáveis pela evolução geoquímica e geotectônica do greenstone belt de Almas, entendimento esse diretamente correlacionado à melhor compreensão dos processos responsáveis pela configuração atual da Faixa Brasília. Estado da arte e fundamentação teórica A fundamentação teórica do projeto é desenvolvida em três pilares principais, sendo eles: A geologia regional e os mapeamentos anteriores ao projeto, a caracterização geoquímica de formações-ferríferas globais, tendo como foco a geoquímica e a evolução estrutural, e por fim as características microscópicas descritas por métodos de alta precisão, tal como EBSD (Electron Backscatter Diffraction), que trazem inovação no estudo de orientações cristalográficas preferenciais e deformações microcristalinas. A geologia regional na região do Bloco Almas-Dianópolis-Cavalcante é muito vasta com diversos mapeamentos, datações absolutas e diversos trabalhos com o foco econômico na prospecção de ouro orogênico na região. O trabalho na prospecção de ouro foi norteador dos estudos de mapeamento e gênese desse metal e as formações-ferríferas nunca foram detalhadas para um entendimento de sua evolução em relação aos processos deposicionais e metamórficos. A principal fonte atual de ferro da Terra encontra-se nas formações-ferríferas, que são rochas originalmente sedimentares químicas já deformadas quando relacionadas ao Proterozoico. Apresentam- se frequentemente como um agregado de óxidos de ferro (hematita e magnetita) e quartzo com alternância de bandas milimétricas a centimétricas ricas em Fe ou Si. Em termos de reserva e produção mundial total, ultrapassam os depósitos do tipo ironstone e bog iron. Embora apresentem ampla distribuição mundial com ocorrências em todos os continentes, as formações-ferríferas são raras do ponto de vista temporal. Reconhecem-se três principais pulsos de distribuição de FFs na história geológica da Terra: 3500 – 3000 Ma; 2500 – 2000 Ma e 1000 – 500 Ma, embora as do Fanerozoico sejam menos representativas espacialmente (Bekker et al. 2010). Formações-Ferríferas do Precambriano relacionam-se principalmente a crátons antigos do Arqueano, em sequências de cinturões de rochas verdes, e bacias associadas a terrenos mais jovens do Proterozoico (e.g. Goodwin, 1973; Gole & Klein 1981; James 1983; Srinivasan & Ojakangas 1986; Barrett et al., 1988a; Isley & Abbott 1999; Huston & Logan, 2004; Beukes e Gutzmer, 2008; Bekker et al. 2010). Difração de elétrons retroespalhados ou em inglês Electron Backscatter Diffraction (EBSD) é uma técnica para a obtenção de informações cristalográficas, a partir de amostras polidas, em um microscópio eletrônico de varredura. Materiais cristalinos apresentam uma organização atômica, de forma que, os diferentes materiais como ligas metálicas e minerais são classificados de acordo com a posição especifica dos átomos. O método surgiu na metalurgia devido a necessidade de técnicas que permitissem a análise em detalhe das estruturas cristalinas de materiais policristalinos, como aço e alumínio, a fim de identificar defeitos que pudessem comprometer a eficiência desses materiais. O EBSD passou a ser aplicado nas geociências, tornando-se útil para a determinação de orientação preferencial cristalográfica, das bordas de grão e dos mecanismos de deformação. Esses resultados gerados são relevantes na definição da deformação impressa nos minerais. Objetivos Os objetivos são divididos em três pontos principais. O primeiro objetivo crucial para a pesquisa é o reconhecimento de diferentes tipos de formações-ferríferas, suas variações entre óxidos e demais silicatos. Embora consideradas como um grupo, formações-ferríferas siliáticas, carbonáticas, magnetíticas etc. carregam consigo diversas questões genéticas que poderão ser comparadas com formações-ferríferas mundiais já classicamente estudadas. O segundo objetivo é a aquisição dos dados geoquímicos de rocha total das principais amostras dessas formações-ferríferas do greenstone belt de Almas para a identificação de padrões de elementos. Em seguida, esses resultados serão comparados àqueles classicamente obtidos e já publicados para formações-ferríferas de mesma idade no mundo e a expectativa é que seja possível observar quão semelhantes essas ocorrências são às demais já estudadas, sendo possível que se trace um paralelo às informações de evolução das principais formações-ferríferas mundiais e a formação-ferrífera do projeto. O terceiro objetivo é a descrição sistemática das microestruturas presentes nessas formações ferríferas. A mineralogia modal e a geoquímica das formações-ferríferas são informações importantes, no entanto é necessário o entendimento da dinâmica de evolução em escala de grão dessas rochas. Mecanismos de deformação cristalina e transformação de fases são amplamente conhecidos para os principais minerais presentes nessas rochas em variáveis condições geológicas. Por isso, um dos objetivos do projeto é caracterizar oticamente e cristalogaficamente as microestruturas das formações-ferríferas do greenstone de Almas para que se tracem sistematicamente os processos responsáveis pela sua feição atual. Materiais e Métodos A área de amostragem coincide com a área utilizada durante o trabalho final do curso de Geologia do ano de 2016. Os relatórios publicados nesse período serão revistos e todos os pontos com descrição de ocorrências de formações-ferríferas serão catalogados e apresentados no mapa base. A partir desse compêndio, será estabelecido, qualitativamente, se há uma tendência de ocorrência de formações- ferríferas em domínios estruturais da região (e.g. zonas de cisalhamento, dobras, falhas, contatos etc.). A amostragem já foi totalmente realizada, sendo feita parte no trabalho final de Graduação em 2016 e complementada em um campo posterior visando a compartimentação estrutural e uma distribuição regional satisfatória. As técnicas analíticas são: 1) análise petrográfica 2) análise (geo)química e 3) caracterização microestrutural e microtextural.

1 – Análise petrográfica - Cada amostra coletada será laminada. As lâminas serão descritas através de microscopia ótica e, eventualmente para casos especiais, microscopia eletrônica de varredura. A descrição ótica compreenderá principalmente a determinação da mineralogia modal das rochas. Talvez pela variabilidade mineral restrita, haja um menor número de trabalhos clássicos sobre petrografia de formações-ferríferas (e.g. Klein 2005; Beukes et al. 1989), embora seja essencial para o correto entendimento do sistema mineral. Além disso, a deformação progressiva e o metamorfismo regional são fatores atuantes na variação mineralógica dessas rochas. 2 – Análise (geo)química - Uma réplica de cada amostra laminada será posteriormente enviada para preparo e análise de rocha total e elementos terras-raras no laboratório ALS Chemex (Vespasiano, MG). Em escala de grão, os elementos maiores dos silicatos (exceto o quartzo) serão determinados pelo uso de uma microssonda eletrônica JEOL JXA 8230, disponível no Laboratório de Microssonda & QEMSCAN do Instituto de Geociências da UnB. Já os elementos menores serão definidos por espectroscopia de massa de íons secundários (SIMS – Secondary Ion Mass Spectroscopy), na Universidade de São Paulo. 3 – Caracterização microestrutural e microtextural – As microestruturas serão inicialmente identificadas por microscopia ótica convencional e posteriormente caracterizadas texturalmente por EBSD. As análises texturais serão realizadas tanto no Laboratório de Geocronologia da UnB, quanto em parceria com o Laboratório do Centro de Microscopia da Universidade do Paraná. Resultados A expectativa é que dois grandes resultados sejam gerados. O primeiro é a determinação do papel da formação-ferrífera vinculada ao greenstone de Almas para o sistema de deformação local e regional que fazem parte do contexto geotectônico da Faixa Brasília. Esse produto impacta diretamente no entendimento da evolução geológica da Província Tocantins pois acrescenta um fator relevante para a construção dos modelos evolutivos da região. Além dessa visão geral, é importante salientar que todos os estudos microtectônicos e estruturais serão realizados com o auxílio de uma técnica analítica avançada, o EBSD. O segundo resultado esperado é o reconhecimento e a caracterização geoquímica de formações-ferríferas de menor porte vinculadas a greenstones locais. São comuns as publicações cientificas que tratam especificadamente da compilação de dados geoquímicos e petrográficos de formações-ferríferas mundiais de grande porte. No entanto, menores ocorrências têm sido sistematicamente caracterizadas, num esforço mundial, de compilação de dados geoquímicos e petrográficos de formações-ferríferas com o intuito de se entender a dinâmica de evolução de Greenstones e de estabelecer as condições climáticas e biológicas (quando presentes). Atividades Futuras As próximas etapas a serem realizadas são: 1) O levantamento bibliográfico de várias formações ferríferas amplamente descritas na literatura para a aquisição de dados geoquímicos públicos visando a comparação dos dados presentes da formação-ferrífera de Almas com as formações ferríferas análogas de mesma idade ao redor do mundo e do Brasil 2) A descrição petrográfica detalhada das amostras em microscópio ótico para entendimento da mineralogia e de texturas e microestruturas presentes 3) Análise microestrutural e textural por EBSD, para quantificar e detalhar as orientações preferenciais cristalográficas e analisar a disposição das bordas de grão. A tabela 1 mostra o cronograma da pesquisa durante o período vigente. Tabela 1 – Cronograma com as etapas do projeto nos dois anos de pesquisa.

2019 Etapas Abril Maio Junho Julho Agosto Setembro Outubro Novembro Dezembro Levantamento Regional X X X X X X X X X Levantamento de dados Geoquímicos X X X X X X X X X Descrição Petrográfica X X X Escrita do primeiro artigo X X X X MEV-EBSD X X X Microssonda Eletrônica X X Tratamento dos dados do MEV/EBSD X X X 2020 Etapas Janeiro Fevereiro Março Abril Maio Junho Julho Agosto Setembro Outubro Novembro Dezembro Tratamento dos dados X X X X Escrita do segundo artigo X X X X X X X Elaboração da dissertação X X X X X X 2021 Etapas Janeiro Fevereiro Março Abril Maio Junho Julho Agosto Setembro Outubro Novembro Dezembro Elaboração da dissertação X X Defesa X Agradecimentos

Agradeço a professora Paola Ferreira e ao professor Leonardo Lagoeiro pelos momentos dedicados a orientação desse projeto, as discussões e os momentos juntos foram muito produtivos e muito acrescentaram a pesquisa. Agradeço a minha mãe Tereza Cristina por ajudar com o suporte financeiro e emocional para a mudança de casa e de estado, sem ela essa pesquisa não seria possível. Referências AVILA C.F et al. 2015. EBSD analysis of rhombohedral twinning in hematite crystals of naturally deformed iron formations. Jornal of Applied Crystallography, 48(1): 212-219. BEKKER, ANDREY et al. 2010. Iron formation: the sedimentary product of a complex interplay among mantle, tectonic, oceanic, and biospheric processes. Economic Geology, 105(3): 467-508. BARBOSA P.F, LAGOEIRO L. 2012. Sheared-bedding parallel quartz vein as an indicator of deformation processes. Tectonophysics, 564: 101-113. BARRETT T.J., FRALICK P.W., JARVIS I. 1988. 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The forensic potential of a pedological spatial database in predicting the provenance of soil evidences: building dynamic probabilistic models based on multidisciplinary data

Matheus Pereira Nogueira e Silva [email protected] Advisor: Carlos Conforti Ferreira Guedes, Ph.D. (Department of Geology/UFPR)

Keywords: Forensic Soil Science, Predictive Geolocation, Soil Database

Introduction

The purpose of studying and developing new tools on Forensic Science arises from the growing need to create new investigative methods that aid in criminal justice and prosecution. Over the years, criminal proceedings require increasingly sophisticated evidence and greater technical-scientific background. There are three main objectives of any investment in forensic researches: (a) to prevent and tackle crime, (b) reduce impunity and (c) contribute to a fair and uncontested procedure. According to the Brazilian Association of Criminalistics (ABC), Brazil solves, annually, 5 to 10% of all murders (62.517 violent deaths counted in 2016, near 30.3 casualties per 100 thousand population), while at USA, France and UK this rate reaches 65, 80 and 90%, respectively (CNMP, 2012). Thus, there is an urgency to invest in infrastructure, scientific researches and real applications of Forensic Science. When it comes to Forensic Geosciences, numerous topics can be studied and improved. Forensic geoscientists adopt several tools from Classic Geology in order to find a solution for their cases. Historically, the first modern records of the application of Forensic Geology dates back from the 19th century, when a few scientists analyzed soil or sediment evidences to make inferences about the dynamics of a crime under investigation (Ehrenberg, 1856 apud Wells, 1856; Gross, 1893; Popp, 1904 apud Murray, 2004). Despite the isolated caseworks, no systematic textbook was ever published until Murray & Tedrow (1975). As stated by Donnelly (2011), Forensic Geology faced a renaissance since 2002, manly driven by both the media and enthusiastic geologists from many universities or law enforcement departments around the world. Therefore, several papers have been published in the last two decades showing the innumerable applications of soil science in the elucidation of murders (Bull & Morgan, 2006; Fitzpatrick & Raven, 2012; Petraco et al., 2008), theft (Salvador et al., 2019), hit-and-run (Fitzpatrick et al., 2009), exhumation (McPhee, 1996) and rape (Horrocks & Walsh, 1999). Through Forensic Geophysics, authors have demonstrated how to detect forensic targets like burial sites (Nobes, 1999) and hidden tunnels (Sloan et al., 2015). The list goes on: human geographic provenance estimation by teeth analysis (Holobinko et al., 2011), airplane crash investigation (Daugherty, 1997) and even wildlife crimes (de Bruin, 2015; Coimbra & Coutinho, 1976). Two main problems can occur during a forensic soil analysis: a small amount of evidence and the (often) absence of samples for comparison. The first one is inevitable and intrinsic to all forensic activities; the second, on the other hand, can be, depending on the circumstances, attenuated. Knowing that it is not possible to precisely geolocate an unknown soil sample, a well-built spatial database can point-out areas of high likelihood and, thus, great probability of provenance. Thereby, during an inquiry, investigators can reduce the search area by excluding certain places and focusing on specific sites, optimizing resources and time. A soil spatial database for forensic purposes must consist, primarily, of samples collected, stored and analyzed following high quality standarts and a solid chain-of-custody. Besides, the sampling area should be covered in a way that all units (litostratigraphic and pedologic) end up well represented, avoiding geostatistical misleadings. However, this effort has never been done in Brazil. In this research, a 100 km² area just north of Curitiba, between Almirante Tamandaré and Colombo Brazilian cities (Figure 1), was chosen by a high murder rate/low urban interference criteria, in order to evade from transported soils and to aim in sites with propensity to serve as body disposals. Through remote sensing (Sentinel-2 NDMI and Landsat 5 bands 543) and the geological background, 150 sampling points were designated following soil exposure, which is expected to result in 200 soil samples, from both the surface (0-5 cm) and the B pedological horizon, when not the same.

A

*

* for 2018

Total = 1,955 consummated homicides

B

Figure 1. Location of the study area. (a) Spatial distribution of murder rate in Curitiba Metropolitan Region (RMC) – red circles indicate the most violent areas. (b) 3D-model of the study area, taking place along the Almirante Tamandaré and Colombo cities border. Urbanized zones sums up a third of the space. For each sample, at least four different parameters (geophysical, geochemical, sedimentological and pedological) will be analyzed and stored in a geographic database, totaling at least 30 variables and, thus, 170 degrees of freedom. Along with Bayes’ Theorem, probabilistic models will be generated for input samples to evaluate the ability to predict its provenance or at least the litostratigraphic unit of origin (Figure 2). Principal Component (PCA) and Discriminant Analysis (LDA) will be tested as well. The approved algorithms will be inserted in a dynamic web map application with a graphic user interface (GUI) and presented to the Brazilian police authorities for further investigations.

Lineaments

Figure 2. Geological map of study area. Three geological domains predominate in this region: low-grade metamorphic limestones (PSacd) and metapelites (PSacm) from Capiru Formation (Açungui Group, Ribeira Belt, Mantiqueira Province) and migmatitic gneisses (APImge) from the Atuba Complex. Quartzites (PSacq, Capiru Fm.), alluvial sands (Qha) and unconsolidated sediments (QPg) from Curitiba Basin (Guabirotuba Fm.) are also present, but in small quantities. Mafic dykes (JKd) from the Paraná Magmatic Province segment the whole area along the NW-SE axis. Red dots stands for the selected sites for sampling soil. The light gray cover represents the urbanized areas. Data from Institute of Land, Cartography and Geosciences of Paraná and Curitiba Metropolitan Area Coordination.

State-of-the-art

Not many authors have focused on studying the predictive ability of a soil property database to geolocate samples for forensic purposes – most of them explore the many forms of sampling and characterizing soil for comparison analysis between evidences from inside the corpus delicti (suspects, crime scene or alibi sites) (Dawson & Hillier, 2010; Fitzpatrick, 2008; Fitzpatrick & Raven, 2005; Guedes et al., 2011; Lee et al., 2012; Parikh & Suneetha, 2016). Rawlins et al. (2006) were the first to demonstrate how to connect multiple source sites to primarly- transferred soil traces, by joining and interpreting XRD, SEM, palynology and organic matter data from different locations. When dealing with a bigger spatial soil database, Lark & Rawlins (2008) deeply studied likelihood and probability functions for soil provenance inferences, even achieving a perfect match for a validation sample. Based on that purpose, Nakai et al. (2014) started developing a nationwide database containing XRD data of heavy minerals and heavy elements from stream sediments all over Japan island, that could provide great information about probable origin of earth-related forensic samples (Bong et al., 2012). Besides geochemical composition from bulk samples, several types of data can be inserted into a spatial database to improve the predictive geolocation script, as microfossils, man-made particulates, biogenic components and single grain morphology (Pirrie et al., 2017). Menchaca et al. (2018) collected surface soil samples inside a perimeter in California and evaluated its colour, magnetic susceptibility and particle-size distribution. The variability pattern and discriminant analysis allowed them to closely match 22% of the blind samples within the first choice, and 44% as the second or third. Connecting informations from different multidisciplinary soil databases in USA, Stern et al. (2019) made a GIS-based Bayesian approach on a burial site investigation by assigning relative likelihood index to cell grids over multiple layers and generating a raster with gradation in probabilities of provenance. Even with the inaccuracy from low mapping scales, satisfying results were obtained.

Material and Methods

The 200 soils samples will be submitted to colour identification by Munsell chart (and later converted to CIE L*a*b format), magnetic susceptibility analysis through Satisgeo KT-6, gammaspectrometry (eU, eTh, K and Total Count), granulometric separation and analysis by laser granumeter CILAS 1094 (0.05 to 500 µm range). Geochemical characterization will be done through x-ray flourescence, either by a handheld Olympus Innov-X Delta – following Bergslien (2019) recommendations – and a bench-top Panalytical Axios Max. The soil chemical structure will be obtained by Thermo Scientific Nicolet 380 Smart Orbit Fourier Transform Infrared spectroscopy (FTIR) and DeltaNu ReporteR Raman 18 spectroscopy. When CO 2 is detected in a sample, its isotopic signature will be determined through δ O and δ13 C analysis by Thermo Scientific Delta Advantage mass spectroscopy with Gas Bunch system. The sediment samples collected from the alluvial units will be submitted to heavy minerals analysis through densimetric and magnetic separations, then identified and quantified under polarized light microscopy. All results obtained from these methods will be converted to double data type and inserted into a spatial database managed by pgAdmin 4 and based on a PostgreSQL server with PostGIS extension. Through the Psycopg adapter, a webmap application will be developed through Python and Javascript programming, along with Leaflet, OpenStreetMap and Mapbox open-source libraries. Every soil property will be geostatisticaly evaluated for its spatial variability. For a new questioned input, probabilistic models will be constructed following Bayes’ Theorem. Every applied method will be tested according to its ability to highlight the influence from the underlying bedrock (as done by Rawlins et al., 2003) and to differentiate a sample from others, leading to the exclusion or addition of a new parameter. Furthermore, the same will be done for either the surface or the B pedological horizons, when not the same.

Expected Results

Through the mentioned methods, it is expected that different areas can be distinguished and delimited mostly by the litostratigraphic contacts, since there is a great contrast between the source rocks (metapelites, low-grade limestones and migmatitic-gneisses). Also, we aim to the possibility of isolating specific areas of high likelihood from unknown soil samples, after the comparison of its geophysical, geochemical, pedological and sedimentological properties to the database. The probabilistic model will demonstrate presumable sites of origin. After analyzing its effectiveness, this research can serve as a model for any other region, as long as exist a suitable soil database.

Future Activities

It is planned to occur a three-week field trip for sampling. As stated above, the samples will be later submitted to multi-parameters analysis (geochemical, geophysical, pedological and sedimentological). Along with the geostatistical analysis of the dataset, a GIS tool for geographic provenance will be programmed. Besides the dissertation, at least two scientific papers will be written.

Acknowledgements

We are grateful to CAPES, for the promotion of this paper through the granting of a Master’s Scholarship; to the Brazilian Federal Police in Paraná, for the intellectual and logistics support; to the Geology Postgraduate Program of the Federal University of Paraná for the opportunity to make this research possible; and to the specialized Geology laboratories that provided the equipments and tools, including LAMIR, LPGA and LabESed. References

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Academic Informations

Modality: Master’s Degree – PIPG; Qualifying Exam Date: June/2020; Original Research Project Title: The forensic potential of a soil spatial database in predicting the provenance of soil evidences: building dynamic probabilistic models based on multidisciplinary data; Postgraduate Admission Date: 01/04/2019; Emphasis Area: Exploratory Geology; Research Line: Sedimentary Basins Analysis; Scholarship: CAPES/DS Master’s Scholarship. 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Reologia e Mecanismos de Deformação ao longo das Zonas de Cisalhamento Patos e Pernambuco, Província Borborema, NE do Brasil.

Matheus Alves da Silva [email protected] Orientador(a): Leonardo Evangelista Lagoeiro, Departamento de Geologia, Universidade Federal do Paraná Coorientador(a): Paola Ferreira Barbosa, Instituto de Geociências, Universidade de Brasília

Palavras-chave: MEV-EBSD, Microestruturas, Orientações Preferenciais Cristalográficas

Introdução

O desenvolvimento de zonas de cisalhamento é o resulto da localização da deformação em rochas de níveis crustais médio e inferior. Está relacionado as propriedades intrínsecas dos materiais e as condições de deformação a que foram submetidos. Para determinar o modo como essas estruturas são formadas é preciso entender a relação entre diversos fatores (Deformação interna, tensão, taxa de deformação interna, temperatura, pressão, presença de fluidos, etc) e o desenvolvimento da orientação preferencial cristalográfica (OPC). Estudos de análise textural detalhada são, portanto, fundamentais na investigação da maneira como a deformação é acomodada ao longo dessas estruturas, e, consequentemente, ao longo da litosfera. Trabalhos desta natureza têm sido realizados nos últimos anos por diversos autores (ex. Cannat, 1985; Pryer, 1993; Stipp et al., 2002; Oliot et al., 2014). Contudo são poucos os trabalhos de âmbito nacional que abordaram o estudo de orientação preferencial cristalográfica, bem como mecanismos de deformação atuantes durante o desenvolvimento de zonas de cisalhamento, como a de Patos (ZCPa) e Pernambuco (ZCPe) na Província Borborema (Vauchez e Egydio-Silva, 1992; Viegas et al., 2013, 2014, 2016). Este trabalho pretende compreender o comportamento reológico e os mecanismos de deformação ativados durante o desenvolvimento ou da zonas de cisalhamento Patos (ZCPa) ou Pernambuco (ZCPe), a depender do trabalho de campo, e assim contribuir para o entendimento da história tectônica da Província Borborema. Embora sejam poucos, os trabalhos na região mostram que ambas as zonas de cisalhamento nuclearam devido a heterogeneidades reológicas (enfraquecimento crustal) devido a um intenso plutonismo pré-tectônico (Vauchez et al., 1997; Archanjo et al., 2013) que resultou na localização da deformação naqueles locais. Análises microestruturais na ZCPa sugerem que, nos milonitos de alto grau (ortognaisses miloníticos com material fundido), o mecanismo de deformação principal é fluência por deslocações (dislocation creep) de alta temperatura. Nos anatexitos o mecanismo predominante é fluxo granular com contribuição limitada de deformação plástica. Já nos milonitos de baixo grau predominaram mecanismos de fluência por deslocações no quartzo e fluência por dissolução- precipitação solution-precipitation creep e deslizamento de borda de grão em feldspato (Viegas et al., 2014). Na ZCPe Leste é sugerido que o mecanismo de deformação em granitos miloníticos ocorreu via dislocation creep no quartzo ao longo de toda história deformacional e redução rúptil de feldspatos com posterior ativação de mecanismos sensíveis ao tamanho do grão (diffusion creep), em que este último acomodou a maior parte da deformação (Viegas et al., 2016). Com base nesses dados, espera-se encontrar estruturas similares na área estudada de modo que corrobore ou que contrarie o modelo de evolução destas zonas de cisalhamento. A ZCPa e ZCPe são zonas de cisalhamento de rejeito direcional orientadas aproximadamente EW a ENE-WSW, que delimitam diversos domínios tectônicos na Província Borborema (Fig. 1). A ZCPa, que delimita a borda norte da Zona Transversal (ZT) tem aproximadamente 600 Km de extensão e alcança até 30 km de largura. Apresenta uma continuidade com a faixa transpressional Seridó e com outras faixas transpressionais de direção NE-SW. Ela separa o domínio Rio Piranhas da Faixa Cachoeirinha (Vauchez et al., 1995). A ZCPe apresenta cerca 700 km de extensão, com largura que varia de 10 a 14 Km. É subdividida em duas zonas: (I) zona de cisalhamento Pernambuco Oeste (ZCPO) e (II) zona de cisalhamento Pernambuco Leste (ZCPL), cuja direção muda de aproximadamente EW para ENE-WSW respectivamente. Ambas as zonas têm em comum a influência de magmatismo pré e sin-tectônicos, presença de milonitos de alta temperatura, e evidências de retrabalhamento do embasamento gnáissico paleoproterozóico, com geração de migmatitos, anatexitos e ortognaisses ricos em fusão, além de apresentarem faixas estreitas de milonitos de baixa temperatura em suas bordas sul.

Figura 1 - Província Borborema com suas faixas e as zonas de cisalhamento transcorrentes principais nomeadas, com destaque em vermelho para os Lineamentos Patos e Pernambuco. Adaptado de Hasui et al., (2012).

Estado da arte

Informações acerca de como zonas de cisalhamento são nucleadas e se desenvolvem ao longo da crosta podem ser acessadas a partir da análise textural de detalhe em rochas deformadas. Tais informações são registradas na forma de microestruturas, orientações cristalográficas preferenciais (OCPs) e relações de desorientações entre os grãos, que, integradas, permitem estimar as condições de temperatura (ex. Law, 2014) e determinar os mecanismos de deformação ativados durante a deformação (ex. Tullis, 2002), a taxa de deformação, a paleotensão (ex. Stipp et al., 2010). Também permitem elaborar de leis de fluxo, que regem o comportamento reológico das rochas durante a deformação (ex. Hirth e Tullis, 1992; Tullis 2002). O uso da técnica MEV-ESBD, vem proporcionando nos últimos anos avanços significativos na caracterização microestrutural de rochas deformadas em condições plásticas (Ex.), pois fornecem dados quantitativos de forma rápida em comparação com as antigas técnicas, como a Microscopia óptica acoplada a platina universal (Mariani et al., 2008). A partir da técnica MEV-EBSD é possível mapear os OCPs de grãos individuais, verificar as relações de desorientações (misorientations), os tamanhos de grãos (grain size distribution) e a geometria e estrutura de subgrãos e de bordas de grãos.

A análise textural, contudo, não fornece dados precisos sobre as condições de temperatura, valores precisos sobre a temperatura durante a deformação podem ser obtidos por meio do termobarômetro TitaniQ (titanium-in-quartz), uma técnica que permite estimar a temperatura e a pressão a partir do conteúdo de Ti no quartzo (Wark e Watson, 2006; Thomas et al., 2010, 2015) e tem sido aplicado para investigar as condições termais durante a instalação de várias zonas de cisalhamento em rochas quartzo-feldspáticas, que raramente contém minerais índice para estimar as condições de Pressão e Temperatura via termobarômetria convencional (Cavalcante et al., 2018; Cross et al., 2015).

Material e Métodos

O estudo contará com amostras coletadas ao longo das zonas de cisalhamento Patos e Pernambuco, e zonas associadas, de modo que as mais representativas serão selecionadas. A partir do material coletado serão confeccionadas lâminas polidas e embutimentos para as análises. A caracterização da trama envolverá a descrição de microestruturas por meio de microscopia óptica e medidas de OCPs via MEV-EBSD. As medidas de orientações cristalográficas serão realizadas na UFPR, no Centro de Microscopia Eletrônica, com o equipamento MEV QUANTA FEG 450, acoplado com detector EBSD e/ou no instituto LACTEC, que conta com um microscópio Eletrônico Tescan Mira 3 LM Field Emission Gun, equipado com um detector EBSD Nordlys Nano. Os Software MTex 4.0.16 e Channel 5 serão utilizados para análises quantitativas texturais, os quais fornecerão figuras de polo (PF) e figuras de polo inversa (IPF), diagramas de distribuição de tamanho de grão e de ângulos de desorientação, e índices de intensidade d trama cristalográfica (M-index e J-index). A análise composicional mineralógica qualitativa e quantitativa e a utilização do termobarômetro TitaniQ será realizada no Laboratório de Microssonda Eletrônica na Universidade de Brasília (UnB) que conta com o equipamento JEOL JXA-8230 acoplado com detectores EDS e WDS.

Resultados

Os resultados esperados são a caracterização macroscópica dos tipos petrográficos amostrados (milonitos de alta e baixa temperatura, migmatitos, anatexitos etc.) e microscópica dos domínios microestruturais presentes; Mapa com orientações cristalográficas preferencias de diversas fases minerais com ênfase na trama quartzo-feldspática; Análise quantitativa textural que envolve a confecção de diagramas de distribuição de tamanho de grão e de ângulos de desorientação (misorientation angles), além de estimativas de quantificação da intensidade da trama cristalográfica por meio dos fatores M-index (Skemer et al., 2005) e J-index (Bunge et al., 1982). Também espera-se obter a partir de análises de WDS medidas de conteúdo de titânio em grãos de quartzo dos milonitos afim de estimar as condições de temperatura dominantes durante a deformação, além da análise composicional dos feldspatos e de outras fases.

Atividades Futuras

As etapas futuras a serem desenvolvidas no projeto estão sintetizadas no cronograma preliminar na Tabela 1. Os resultados dessa pesquisa serão publicados em periódicos de circulação internacional, tais como Journal of Structural Geology ou Tectonophysics. Tais revistas contemplam várias publicações sobre o estudo do desenvolvimento de zonas de cisalhamento. Também será elaborado trabalhos para apresentação no 50° Congresso Brasileiro de Geologia e também para outros eventos relacionados a estudos de microscopia e/ou evolução crustal.

Agradecimentos

Meus agradecimentos ao Programa de Pós-Graduação em Geologia da UFPR, ao CNPq pelo financiamento do projeto de n° 434202/2018-5 associado a chamada universal MCTIC/CNPq 2018 sob coordenação da Prof. Carolina Cavalcante. Também ao Centro de Microscopia Eletrônica (CME) e ao Centro de Ciência e Tecnologia do Instituto LACTEC pela disponibilização do MEV-EBSD, bem como pelo local de preparação das amostras e ao Laboratório de Microssonda Eletrônica da Universidade de Brasília (UnB) pela disponibilização de análises composicionais.

Tabela 1 - Cronograma preliminar das atividades futuras a serem desenvolvidas no projeto.

Etapa A M J J A S O N D Levantamento Regional X X X X X

Atividades de campo/coleta de amostras X X 20

Preparação/descrição de amostras/Seleção 19 X X X de áreas para EBSD. Análises MEV-EBSD X Microssonda Eletrônica X X (Conteúdo de Ti no Quartzo) Etapa J F M A M J J A S O N D Análises MEV-EBSD X X X X X Microssonda Eletrônica

X 2020 (WDS/Conteúdo de Ti no Quartzo) Tratamento dos Dados X X X X X X X X X

Elaboração do Artigo X X X X X X X X X X X Qualificação X Elaboração da Dissertação X X X X X X X X

Etapa J F M A 2021 Elaboração da Dissertação X X

Defesa X

Referências

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Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado acadêmico Data do Exame de Qualificação: 06/2019 Título original do Projeto de Pesquisa: Reologia e Mecanismos de Deformação na Zona de Cisalhamento Patos e Pernambuco, Província Borborema. Data de ingresso na Pós-Graduação: 04/2019 Área de Concentração: Geologia Exploratória Linha de Pesquisa: Evolução Crustal. Possui bolsa: Não bolsista

22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Evolução do complexo estuarino de Paranaguá e Guaratuba (PR): uma abordagem com análise multiproxy

Mayara Santana Silva [email protected] Orientador(a): Carlos Conforti F. Guedes. Departamento de Geologia. Universidade Federal do Paraná.

Palavras-chave: sedimentação, diatomáceas, sistemas costeiros.

Introdução A sensibilidade e complexidade dos ambientes costeiros se dá devido ao inter-relacionamento das variáveis que os compõem, além da intensidade dos componentes meteorológicos, oceanográficos e continentais que determinam os diferentes tipos de sistemas costeiros que existem. Os estuários são definidos como são corpos d’água costeiros, semiconfinados, onde ocorre a mistura de águas continentais e marinhas (Pritchard, 1967) que pode ser dividido em três partes: zona baixa – ambiente marinho –, zona média – onde ocorre a mistura de água doce e salgada, ambiente de águas salobra – e zona alta – ambiente fluvial (Fairbridge, 1980). Os estuários atuais da costa brasileira possuem cerca de 5ka, datando da Última Transgressão Marinha, sendo que sua preservação ocorre principalmente em função do espaço de acomodação e a taxa de sedimentação – que está associado a descarga fluvial e componentes oceanográficos (Lessa, 2005). As zonas estuarinas possuem grande importância socioeconômica, e são comumente utilizadas para atividades portuárias. Além disso, os ecossistemas presentes nessas áreas possuem alta produtividade biológica devido a dinâmica hidrológica que mantém os nutrientes na coluna d’água. As características físicas, químicas e geomorfológicas fazem dos estuários áreas propícias para o desenvolvimento urbano. Sambaquis datados em áreas paleoestuarinas registram a ocupação humana no litoral paranaense há pelo menos 6000 anos (Parellada & Gottardi Neto, 1994). O processo histórico acontecido no litoral do estado do Paraná atribuiu a esta região significados e papéis distintos por meio dos espaços ocupados e os seus usos, como região portuária, pesqueira, turística e de reservas naturais (Pierre et al., 2006). A sensibilidade dos ambientes costeiros somado ao alto índice populacional nessas áreas fazem necessários estudos nas mais diversas escalas de tempo e espaço para uma gestão adequada, objetivando menor impacto social e ambiental. A costa do estado do Paraná possui cerca de 126 km de extensão e até 55 km de largura de planície costeira, com complexos estuarinos bem desenvolvidos em sua margem (Figura 1). As unidades geológicas na área correspondem ao domínio de depósitos sedimentares cenozoicos, representado principalmente por planícies com cordões litorâneos, planícies paleoestuarinas quaternárias e depósitos atuais de praia, eólicos e plataformais (Angulo et al. 2016). Duas unidades estratigráficas foram identificadas na baía de Paranaguá por Bigarella et al., (1978). A inferior composta por areias depositadas em ambiente marinho, bem estratificadas e de idade pleistocênica, e a sequência superior, que não apresenta estrutura visível, composta por areais eólicas de idade pleistocênica ou holocênica. Ao sul da baía de Paranaguá existe uma planície costeira de forma triangular com feições de cordões litorâneos que se estende desde o sopé da Serra da Prata até o mar. A baía de Guaratuba possui uma planície sedimentar que se estende da Serra da Prata até o Rio Saí- Guaçu, limite com o Estado de Santa Catarina; possui cerca 15 km terra a dentro e possui a largura máxima de 5 km, com presença de restingas e manguezais (Bigarella, 1946). Embora seja o segundo estuário de maior extensão do litoral do Paraná, poucos estudos geológicos descrevem este ambiente. A principal forçante que atua na baía de Guaratuba é a maré, seguida pelas descargas fluviais (Marone et al., 2006). Guaratuba é um sistema mais estratificado que o de Paranaguá devido a diluição da água doce em um prisma de maré de menor tamanho associado à sua morfologia (Marone et al., 2006). Embora o litoral paranaense tenha sido objeto de estudo acerca de sua evolução paleogeográfica devido a subida e descida do NRM e mudanças paleoclimáticas (Angulo et al. 1995, 1996, 1997, 1999, 2006; Angulo & Giannini,1996; Lessa et al., 2000), ainda existem lacunas sobre os efeitos dessas mudanças do NRM a respeito do preenchimento de seus estuários, principalmente após o último máximo glacial, dentre 18ka e 5ka. Neste estudo propõe-se utilizar diferentes proxies para analisar o desenvolvimento dos estuários de Paranaguá e Guaratuba, tendo em vista que, embora possuam contexto geológico semelhantes, apresentam características distintas quanto a sua morfologia e dinâmica. Em suma, a baía de Paranaguá tem seu estuário bem preservado enquanto o estuário de Guaratuba está se fechando. A análise multiproxy abordada em Delgado et al. (2012) e Boski et al. (2016) com elementos sedimentológicos, geoquímicos e paleontológicos para descrever o preenchimento de estuários decorrente das alterações do NRM durante o Pleistoceno/Holoceno salientam a eficácia em acoplar essas análises.

Figura 1. Localização do Complexo Estuarino Paranaguá e Guaratuba, Paraná, Brasil.

Dentro deste contexto, o principal objetivo desta pesquisa é interpretar a evolução paleoambiental da área de estudo, concentrando principalmente nos possíveis controles de preenchimento de estuários no cenário de subida do NRM, após o último máximo glacial (aproximadamente 18 ka) considerando o potencial paleoindicador de microalgas silicocas.

Material e Métodos I. Análise de facies Análises faciológicas são amplamente utilizadas em estudos geológicos para descrição de sistemas deposicionais e processos in situ. Para o presente trabalho, pretende-se utilizar testemunhadores Push Core para coletas verticais de sedimentos, visando descrever aspectos texturais (segundo Folk, 1974), cor (Munsell Soil Color Charts, 1975), composição e estruturas físicas para reconhecimento de facies sedimentares (Miall, 1977).

II. Análises diatomológicas Diatomáceas (Bacillariophyta) são um grupo de microalgas douradas/marrons que apresentam características bioindicadoras. Estes organismos possuem alto grau de sensibilidade específica às mudanças das condições ambientais, têm considerável abundância em diversos tipos de sistemas (águas doces lênticas, lóticas, estuários, águas marinhas e hipersalinas) e alto potencial de preservação das frústulas – parece celular silicosa - em sedimentos, qualificando-as como “proxy” (Machado et al., 2005). Pretende-se coletar cerca de 3 testemunhos nas regiões estuarinas, no qual são separados a cada 10cm cerca de 0,01g de material para análise. O número de lâminas variará de acordo com as profundidades dos testemunhos, mas pretende-se alcançar até 4m, ou seja, um máximo de 120 lâminas. O método a ser aplicado para a confecção de lâminas de diatomáceas superficiais quanto coletadas em amostragem em profundidades a serem definidas, seguirá o procedimento de Battarbee et al. (2001) que consiste em oxidação do material sedimentar com auxílio de 5ml de peróxido de hidrogênio (30%) em banho maria (80°C) e adição de gotas de ácido clorídrico para preparação de lâminas permanentes com Naprax. Após identificação dos táxons baseada em literatura específica, são calculadas as frequências de ocorrência de acordo com o número de amostra, seguindo as categorias de Mateucci & Colma (1982). Para uma análise quantitativa serão utilizados os critérios de Lobo & Leighton (1986) levando em consideração a densidade absoluta de um táxon em relação a densidade absoluta de todas as espécies.

III. Geocronologia A obtenção de idades de eventos é fundamental em estudos paleogeográficos. Os métodos selecionados para cronologia são o de Luminescência Opticamente Estimulada (LOE) e Radiocarbono, que estão descritos a seguir. Pretende-se obter pelo menos 3 idades para cada amostra (seja através dos testemunhadores ou coleta in situ para LOE). a) Luminescência Opticamente Estimulada A luminescência é o fenômeno de emissão de luz por certos materiais que foram previamente expostos à radiação ionizante e posteriormente submetidos a um agente excitante, representado na LOE pela luz (Sawakuchi et al., 2016). A idade obtida pelo método corresponde a idade de deposição de sedimento, por isso é um método amplamente utilizado em reconstituições ambientais e geográficas. O número exato de datações por LOE será determinado após análise de facies, afim de se obter idades em intervalos onde há indícios de variação dos ambientes de sedimentação. O método LOE possui particularidades em sua coleta. Esta é feita com tubos PVC ou de alumínio numa trincheira, em sentido vertical. As extremidades do tubo são vedadas para evitar qualquer contato com a luz exterior. As amostras são abertas apenas em laboratório, onde o material coletado nas extremidades é descartado e para o preparo das alíquotas são utilizadas somente o sedimento coletado no centro do tubo. A separação e a preparação dos grãos de quartzo para datações LOE-SAR são realizadas sob luz vermelha, a partir dos seguintes procedimentos: 1- peneiramento e separação de grãos entre 120 e 150 μm; 2- tratamento com H2O2 27%, para eliminação de matéria orgânica; 3- tratamento com HCl 3,75%, para eliminação de carbonatos; 4- ataque com HF 48-51% por 40 minutos, para eliminação do feldspato e da porção externa dos grãos de quartzo atingidas pela radiação alfa; 5- tratamento com HCl, para eliminação de compostos residuais relacionados ao ataque de HF; 6- separação dos minerais leves dos pesados por flutuação em solução de metatungstato de lítio à densidade de 2,75 g/cm3; 7- separação entre quartzo e feldspato remanescente com solução de metatungstato de lítio à densidade de 2,62 g/cm3.

b) Radiocarbono A proposta da utilização de datação por 14C se dá como alternativa para circunstância em que a amostragem para datações LOE não forem convenientes devido a limitação da coleta. Para datações com radiocarbono serão utilizadas amostras de matéria orgânica obtidas nos testemunhadores. O material a ser analisado será selecionado levando em consideração as feições sedimentares associadas. O método de datação por 14C é bem consolidado e o procedimento utilizado é descrito por Libby (1961).

IV. Isótopos de Oxigênio e Carbono Isótopos estáveis são utilizados como parâmetros adicionais em reconstituições paleoambientais. Análises de isótopos compreendem a observações do fracionamento isotópico de um elemento, sobre o enriquecimento ou empobrecimento de um isótopo em relação a outro, como consequência de processos separação, purificação, difusão, evaporação, condensação e congelamento (Faure 1977; Hoefs 2009). Para esta pesquisa estão propostas análises de isótopos de oxigênio e carbono pois indicam respostas do paleoclima e ambiente de deposição, respectivamente.

Resultados Esta pesquisa visa apresentar dados que contribuam para o entendimento dos efeitos das variações do NRM, do paleoclima e paleogeografia da região litorânea do Paraná. Uma particularidade deste projeto será a descrição taxonômica de diatomáceas estuarinas e marinhas encontradas em diferentes profundidades do estuário, que propiciará a confecção de um artigo para tal, visto que são escassos estudos nesta área. Entretanto, a priori pretende-se obter a partir as análises diatomológicas uma compreensão dos grupos e táxons associados e sua relação lateral. Espera-se encontrar associações diferentes visto que sensibilidade das espécies a alterações ambientais e propriedades morfológicas em que indicam ambiente se encontravam. Com isso, pretende-se obter conteúdo para uma publicação sobre a utilização de diatomáceas como paleoindicadoras, apontando os aspectos positivos e viáveis sobre a técnica e sua aplicabilidade em depósitos sedimentares brasileiros. O segundo artigo de caráter geocientífico abordará as análises faciológicas em conjunto com datações e interpretações dos grupos destas microalgas, tendo por finalidade compreender as respostas dos ambientes estuarinos do litoral paranaense em relação a variação do NRM e o paleoclima. De que forma ocorreu o preenchimento do estuário, os possíveis avanços e recuos da linha de costa. Este conjunto de dados, acoplados aos dados de isótopos estáveis, possibilitarão o entendimento mais detalhado do ambiente. A vantagem de utilizar análises multiproxy é a possibilidade de corroboração dos resultados obtidos entre si. Caso haja divergências entre os dados obtidos, separadamente os dados podem aprimorar resultados já existentes em literatura, bem como apontar novas implicações para pesquisas futuras.

Atividades Futuras As atividades que compõem este projeto são apresentadas na tabela a seguir:

Tabela 1. Cronograma das atividades do doutorado, iniciadas em Maio/2019. Atividades 1° 2° 3° 4° 5° 6° 7° 8° Semestre Semestre Semestre Semestre Semestre Semestre Semestre Semestre Rev. Bibliográfica Levantamentos de campo Análises diatomológicas Isótopos Geocronologia Análise de fácies Confecção do Artigo I Confecção do Artigo II Qualificação Defesa

Agradecimentos Projeto Baías (CNPq processo 441591/2017-5).

Referências Angulo, R. J., Giannini, P. C. F. 1996. Variação do nível relativo do mar nos últimos 2.000 anos na região sul do Brasil: uma discussão. Boletim Paranaense de Geociências, Curitiba, v. 44. 67-75. Angulo, R. J.; Suguio, K. 1995. Re-evaluation of the Holocene sea-level maxima for the State of Paraná, Brazil. Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, Amsterdam, v. 113. 385-393. Angulo, R. J.; Lessa, G.C. 1997. The Brazilian sea-level curves: a critical review with emphasis on the curves from Paranaguá and Cananéia regions. Marine Geology, Amsterdã, n. 140, 141-166. Angulo, R. J., Giannini, P. C. F., Suguio, K., & Pessenda, L. C. R. 1999. Relative sea level changes during the last 5500 years in the Laguna-Imbituba region (Santa Catarina, Brazil), based on vermetid radiocarbon ages. Marine Geology, 159(1999), 323-339. Angulo, R. J.; Lessa G.C.; Souza M.C. de. 2006. A critical review of mid-to late-Holocene sealevel fluctuations on the eastern Brazil coastline. Quaternary Science Reviews, Grã Bretanha, 25(5/6), 486-506 Angulo R.J. Borzone C.A. Noernberg M.A. Quadros C.J.L. Souza M.C. Rosa L.C. 2016. The State of Paraná Beaches. In: Andrew D.S. Klein A.H.F. (Ed. 1). Brazilian beach Systems. Springer International Publishing AG, Switzerland, p. 419–464 Battarbee, R. W., V. J. Jones, R. J. Flower, N. G. Cameron, H. Bennion, L. Carvalho & S. Juggins, 2001. Diatoms. In Stoermer E. F., H. J. B. Birks & W. M. Last (eds), Tracking Environmental Change Using Lake Sediments. Volume 3: Terrestrial, Algal and Siliceous Indicators. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht, The Netherlands, 155–202.

Bigarella, J. J. 1946. Contribuição ao Estudo da Planície Litorânea do Estado do Paraná. Brazilian Archives of Biology and Technology, jubilee, 65-110. https://dx.doi.org/10.1590/S1516-89132001000500005 Bigarella, J. J.; Becker, R. D.; Matos, D. J. & Werner, A. 1978.A Serra do Mar e Porção Oriental do Estado do Paraná - Um problema de segurança ambiental e nacional. Secretaria de Estado do Planejamento e Associação de Defesa e Educação Ambiental, Curitiba. Boski, T., Bezerra, F. H., de Fátima Pereira, L., Souza, A. M., Maia, R. P., & Lima-Filho, F. P. 2015. Sea- level rise since 8.2 ka recorded in the sediments of the Potengi–Jundiai Estuary, NE Brasil. Marine Geology, 365, 1-13. Delgado, J., Boski, T., Nieto, J. M., Pereira, L., Moura, D., Gomes, A., ... & García-Tenorio, R. 2012. Sea- level rise and anthropogenic activities recorded in the late Pleistocene/Holocene sedimentary infill of the Guadiana Estuary (SW Iberia). Quaternary Science Reviews, 33, 121-141. Fairbridge, R. W. 1980 The estuary: its definition and geochemical role. In: Chemistry and geochemistry of estuaries (Olausson, E. & Cato, I., eds). John Wiley, New York. p. 1–35 Faure, G. 1977. Principles of isotope geology. United States: Smith and Wyllie intermediate sology series - John Wiley & Sons. Folk, R. L. 1974. Petrology of sedimentary rocks: Austin. Texas, Hemphill, 182. Hoefs J. 2009. Stable Isotope Geochemistry. Springer. Sexta ed. Berlim Lessa, G. C., Angulo, R. J., Giannini, P. C., & Araújo, A. D. 2000. Stratigraphy and Holocene evolution of a regressive barrier in south Brazil. Marine Geology, 165(1-4), 87-108. Lessa, G. C. 2005. Baías Brasileiras: grandes estuários em uma costa regressiva. Simp Baías, 10. Libby, W. 1961. Radiocarbon Dating. Science, 133(3453), 621-629. Retrieved from http://www.jstor.org/stable/1706593 Lobo, E. & Leighton, G. 1986. Estructuras comunitarias de las fitocenosis planctonicas de los sistemas de desembocaduras de rios y esteros de la zona central de Chile. Rev. Biol. Mar, 22(1), 1-29. Machado, R. R., Albuquerque, A. L. S, Gomes, D. F.; Turcq, B. J., Sifeddine, A. & Bicudo, D. C.. 2005. Distribuição de Diatomáceas em Sedimentos Superficiais de Lagos do Nordeste visando a Elaboração de Modelos de Função de Transfência para Aplicação em Estudos Paleoambientais. In: X Congresso da Associação Brasileira de Estudos do Quaternário, Guarapari. Anais X ABEQUA 2005. Marone, E., Noernberg, M. A.; Dos Santos, I.; Lautert, L. F.; O.R. Andreoli, O. R.; Buba, H.D.; Fill, H. 2006. Hydrodynamic of Guaratuba Bay, PR, Brazil. Journal of Coastal Research, 1879-883. Mateucci, S. D., & Colma, A. 1982. Metodología para el estudio de la vegetación. Mckeever, S. W. S. & Chen, R. 1997. Luminescence models. Radiation Measurements, 27. 625-661. Miall, A. D. 1977. Lithofacies types and vertical profile models in braided river deposits: a summary. Parellada, C. I. & Gottardi Neto, A. 1994. Inventário de sambaquis do litoral do Paraná. Boletim Paranaense de Geociências, Curitiba, 42: 121-152 Pierri, N., Angulo, R. J., Souza, M. C., Kim, M. K. 2006. A ocupação e o uso do solo no litoral paranaense: condicionantes, conflitos e tendências. Desenvolvimento e Meio Ambiente, 13:(137-167) Pritchard, D. W. 1967 What is an estuary: a physical viewpoint. American Association for the Advancement of Science 83: 3–5 Sawakuchi, A. O., Mendes, V. R., Pupim, F. D. N., Mineli, T. D., Ribeiro, L. M. A. L., Zular, A., & Assine, M. L. 2016. Optically stimulated luminescence and isothermal thermoluminescence dating of high sensitivity and well bleached quartz from Brazilian sediments: from Late Holocene to beyond the Quaternary?. Brazilian Journal of Geology, 46: 209-226.

Dados Acadêmicos Modalidade: Doutorado – até 12 meses. Data do Exame de Qualificação: (Outubro/2021) Título original do Projeto de Pesquisa: Evolução paleogeográfica do complexo estuarino de Paranaguá e Guaratuba. Data de ingresso na Pós-Graduação: Maio/2019; Área de Concentração: Geologia Ambiental; Linha de Pesquisa: Evolução, dinâmica e recursos costeiros; Possui bolsa: BolsaCNPq DTI-nível C 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Ambiente moderno vs Registro geológico: travertinos da Bacia do Denizli, Turquia, comparados com os travertinos da seção Pré-Sal da Bacia Santos, Brasil.

Midori Graça Fatori Deguchi [email protected] Orientadora: Anelize Bahniuk Rumbelsperger (Departamento de Geologia/UFPR)

Palavras-chave: carbonato lacustre, rocha-reservatório, geoquímica de carbonatos

Introdução

As recentes descobertas de acumulações gigantescas de hidrocarbonetos na seção Aptiana da Bacia de Santos (conhecida como seção Pré-Sal), no sudeste do Brasil tem despertado a atenção do mundo nas últimas décadas não só pelo aspecto econômico desses plays mas também pelas características peculiares de sua rocha-reservatório. Tratam-se dos reservatórios carbonáticos não-convencionais da Formação Barra Velha que apresentam uma possível origem ou influência microbial e/ou química e cuja origem mais provável esteja associada a ambientes lacustres continentais e alcalinos. Para ‘‘apimentar’’ ainda mais as discussões sobre a gênese dessas rochas, alguns poços do Pólo Pré-Sal da Bacia de Santos (PPSBS) perfuraram e amostraram em alguns intervalos fácies semelhantes às descritas em sistemas travertinos. Uma das características marcantes dos travertinos é o seu típico sistema poroso, e foi justamente a semelhança macroscópica observada entre os tipos porosos descritos em afloramentos de travertinos de diversas regiões do mundo e aqueles observados nas rochas testemunhadas no Pré-Sal que motivaram a Petrobras a buscar análogos que pudessem auxiliar na compreensão da gênese e do contexto deposicional, paleoambiental e, portanto, geológico em que foram depositadas essas rochas reservatório. O análogo proposto para estes ‘‘possíveis travertinos’’ do Pré-Sal são os clássicos travertinos da região de Pamukkale, na Turquia. Onde, em 2011, a Petrobras, em convênio com a Universidade de Pamukkale e a Universidade de Leuven da Bélgica, realizou a perfuração de 3 poços. O objetivo deste estudo é compreender as semelhanças e diferenças entre o ambiente deposicional e a qualidade dos reservatórios entre os travertinos quaternários da Turquia e as rochas aptianas descritas nos testemunhos do PPSBS, visando responder a seguinte pergunta: eles podem ser utilizados (pelo menos parcialmente) como análogos? As fontes termais de Pamukkale, na Turquia, constituem sem dúvida uma das ocorrências de travertinos mais estudadas do mundo, com centenas de artigos publicados nas últimas décadas sobre os aspectos regionais, tectônicos e acerca das atividades hidrotermais, hidrogeológicas e hidrogeoquímicas da área. O Campo Geotermal de Pamukkale (PGF) é um dentre dezenas que ocorrem numa depressão de direção NW-SE de 70 km de comprimento por 50 km de largura conhecida como Bacia do Denizli (Figura 1). Essa é uma das bacias extensionais localizadas numa região denominada de Província Extensional da Anatólia Oeste. Os processos extensivos geradores dessas depressões persistem do Mioceno até a atualidade, tornando a região muito ativa sismicamente (Alçiçek et al., 2019). Geralmente os travertinos de idade quaternária desta bacia são encontrados próximos às falhas normais na porção setentrional da bacia (Özkul et al., 2013).

Figura 1. Localização da Bacia do Denizli, na Turquia. O retângulo vermelho a direita indica a área de estudo onde estão localizados os 3 poços testemunhados (Modificado de Özkul et al., 2013)

A Bacia de Santos, por outro lado, tem um contexto geológico muito diferente. Trata-se de uma bacia de margem passiva localizada na região sudeste do Brasil, ocupando cerca de 350.000 km2 (Figura 2). Sua origem e evolução estão associadas ao processo de ruptura do Gondwana Ocidental e consequente abertura do Oceano Atlântico Sul, iniciando no Cretáceo (Moreira et al., 2007). O objetivo geral deste trabalho é compreender as semelhanças e diferenças entre o ambiente deposicional e a qualidade dos reservatórios dos travertinos quaternários da Turquia e as rochas aptianas descritas como travertinos nos testemunhos do Pólo Pré-sal da Bacia de Santos (PPSBS).

Figura 2. Localização da Bacia de Santos, com destaque para a área em que está localizado o poço alvo do estudo (polígono em azul correspondente a área de ocorrência do Pré-sal).

Estado da arte

Ainda não existe na literatura uma definição consensual sobre o termo ‘‘travertino’’. Discussões sobre a definição desse tipo de depósito carbonático, bem como classificações morfológicas, faciológicas, ambientais e discussões sobre a influência ou participação de bactérias no processo de deposição têm gerado inúmeras controvérsias até os dias de hoje. Por essa razão inúmeras definições e classificações foram propostas nas últimas décadas. Algumas enfatizam a temperatura da água, enquanto outras apontam como fatores preponderantes o ciclo hidrogeológico, a participação de bactérias no processo, a química da água, mudanças climáticas ou até mesmo a taxa de evaporação (Chafetz & Folk, 1984; Guo & Riding, 1998; Pentecost, 2005) A ocorrência de depósitos travertinos está quase sempre associada com uma fonte hidrotermal, geralmente um substrato falhado e fraturado permitindo a circulação e ascensão de fluidos até a superfície, onde o travertino é precipitado (Ford & Pedley, 1996). De acordo com Capezzuoli et al. (2014), travertinos estão relacionados a depósitos cálcio-carbonáticos continentais gerados pela circulação de fluidos termais não marinhos capazes de formar relevos positivos de rocha litificada muito rapidamente. Segundo Pentecost (2005), a taxa de acumulação desse tipo de depósito pode atingir 200mm/ano, contudo essa taxa de precipitação e a capacidade de criar relevo variam localmente através do tempo e da evolução da paisagem. Guo e Riding (1998) definiram que se tratam de rochas carbonáticas geradas a partir da precipitação de águas quentes ricas em cálcio e bicarbonato que emergem de fontes termais continentais. Para eles, a rápida precipitação dos depósitos travertinos é resultante do processo de desgaseificação destas águas enriquecidas, que quando emergem na superfície resfriam bruscamente, liberando dióxido de carbono na forma de gás para a atmosfera e precipitando carbonato de cálcio. Nesse estudo adotaremos esta definição.

Geoquimicamente os travertinos podem ser divididos em 2 grupos dependendo da origem do CO2. Esse conceito foi proposto por Pentecost e Viles (1994) que classificaram os travertinos como: (1) meteogênicos quando o CO2 é oriundo da atmosfera (meteórico) ou do solo (que, por sua vez fixa o C da atmosfera) formando depósitos de calcários com δ13C variando entre 0 e -11‰ (refletindo a depleção 13 dos solos em C); ou (2) termogênicos ou termais quando as águas responsáveis por carrear o CO2 são normalmente aquecidas e provém da interação rocha-fluido. Nesse último caso, a assinatura isotópica do δ13C refletiria uma composição mais pesada e varia entre -4 e +8‰ e a origem do dióxido de carbono poderia estar associada com fontes crustais mais profundas ou até mesmo mantélicas, em áreas com atividade vulcânica. Ocasionalmente águas meteóricas ou superficiais podem circular e acabar penetrando para regiões mais profundas onde são aquecidas e podem emergir como fontes hidrotermais, ainda assim o δ13C conteria assinatura isotópica de águas meteóricas, sendo nesse caso denominado travertino termometeogênico (Pentecost, 2005).

Materiais e Métodos

Para compreender as semelhanças e diferenças no ambiente deposicional e na qualidade dos reservatórios entre os travertinos quaternários da Turquia e as rochas aptianas descritas nos testemunhos do PPSBS serão utilizadas as rochas provenientes de testemunhos de poços de ambas áreas de estudo. Para Bacia do Denizli estão disponíveis 3 testemunhos amostrados em pedreiras da Turquia (com 40m de extensão cada). Para área do PPSBS, será utilizado um poço de domínio público que testemunhou o intervalo com rochas tipo travertino. Para as 2 áreas serão realizadas descrições macroscópicas e análises petrográficas para caracterizar as relações texturais, estruturais, composicionais, tipos de porosidade e evolução diagenética. Caso haja alguma dúvida que não possa ser resolvida na descrição microscópica, e se houver disponibilidade, poderão ser selecionadas algumas amostras específicas para realização de análises de MEV e QEMSCAN. A difratometria de raios-x será utilizada juntamente com a petrografia para auxiliar na identificação mineralógica e na caracterização paragenética dos travertinos. Além disso, serão realizadas análises de fluorescência de raios-x e espectometria de massa (carbono e oxigênio) para auxiliar na correlação entre os 3 poços da Turquia através da quimioestratigrafia.

Resultados

Espera-se que a partir das análises descritas nos materiais e métodos previamente citados, as fácies dos depósitos travertínicos das duas áreas de estudo possam ser distinguidas e classificadas mineralogicamente, petrograficamente e isotopicamente.

Além disso, a partir relações isotópicas das amostras pulverizadas dos travertinos, espera-se identificar a origem do fluido formador, e por sua vez inferir os processos geradores e o paleoambiente durante a precipitação dessas rochas.

Atividades Futuras

Pretende-se fazer a descrição macroscópica e microscópica de 2 dos 3 testemunhos da Turquia. Cada testemunho tem aproximadamente 40m e para a análise petrográfica serão descritas cerca de 50 lâminas, isso porque um dos poços já possui as descrições macro, micro e as análises geoquímicas prontas. Para o poço do PPSBS será feita a descrição macroscópica de um testemunho bem como a descrição das suas lâminas assim que for autorizado pela agência reguladora. Está prevista a participação em um congresso nacional para o ano de 2020, bem como a publicação de pelo menos um artigo, visando apresentar os resultados e as discussões geradas a partir deste projeto de mestrado.

Agradecimentos

À Petrobras pela liberação em tempo parcial e pelo suporte financeiro para que este projeto de pesquisa de mestrado possa ser desenvolvido. Ao LAMIR que em parceria com a Petrobras desenvolve o Projeto MICROBIAL: Geoquímica de carbonatos microbiais continentais associados à precipitação de argilominerais, (SIGITEC – processo número 2016/00141-1), com regramento pela Agência Nacional do Petróleo, Gás Natural e Biocombustíveis – ANP. Este é o projeto guarda-chuva e assumirá os custos das análises do sub- projeto travertinos.

Referências

ANP – Agência Nacional do Petróleo. 2019. Mapa de Exploração e Produção de Petróleo e Gás. Disponível em http://www.anp.gov.br/dados-tecnicos/117-envio-de-dados-tecnicos-a-anp/5154-poligono-do-pre-sal. Acessado em 8 de maio de 2019. Alçiçek, H., Bülbül, A., Yavuzer, İ., Cihat Alçiçek, M. 2019. Origin and evolution of the thermal waters from the Pamukkale Geothermal Field (Denizli Basin, SW Anatolia, Turkey): Insights from hydrogeochemistry and geothermometry, Journal of Volcanology and Geothermal Research, 372:.48–70, DOI:10.1016/j.jvolgeores.2018.09.011. Capezzuoli, E., Gandin, A., Pedley, M. 2014. Decoding tufa and travertine (fresh water carbonates) in the sedimentary record: The state of the art: Sedimentology, 61:1–21, DOI:10.1111/sed.12075. Chafetz, H.S. and Folk, R.L. 1984. Travertines: deposicional morphology and bacterially constructed constituents. Journal of Sedimentary Petrology, 54: 289–316. Ford, T.D., and Pedley, H.M. 1996. A review of tufa and travertine deposits of the world: Earth-Science Reviews, 41:117–175, DOI:10.1016/s0012-8252(96)00030-x. Guo, L., & Riding, R. 1998. Hot-spring travertine facies and sequences, Late Pleistocene, Rapolano Terme, Italy: Sedimentology, 45:163–180, DOI:10.1046/j.1365-3091.1998.00141.x. Moreira, J.L.P., Valdetaro, C., Gil, J.A., and Machado, M.A.P. 2007. Superseqüência Pós-Rifte: Boletim de Geociencias da Petrobras, 15(2):531–549. Özkul, M., Kele, S., Gökgöz, A., Shen, C.C., Jones, B., Baykara, M.O., Fórizs, I., Németh, T., Chang, Y.W., and Alçiçek, M.C. 2013. Comparison of the Quaternary travertine sites in the Denizli extensional basin based on their depositional and geochemical data, Sedimentary Geology, 294:179–204, DOI:10.1016/j.sedgeo.2013.05.018. Pentecost, A. 2005. Travertine. Springer Netherlands, 446 pp. DOI:10.1007/1-4020-3606-X. Pentecost, A. & Viles, H. 1994. A review and reassessment of travertine classification. Géographie physique et Quaternaire, 48(3):305-314, DOI:10.7202/033011ar

Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado - PIPG. Data do Exame de Qualificação: (junho/2020) Título original do Projeto de Pesquisa: Ambiente moderno vs Registro geológico: travertinos da Bacia do Denizli, Turquia comparados com os travertinos da seção Pré-Sal da Bacia Santos, Brasil. Data de ingresso na Pós-Graduação: abril/2019; Área de Concentração: Geologia exploratória; Linha de Pesquisa: Análise de Bacias Sedimentares. Possui bolsa: não.

22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Ocorrência do flúor e suas interações água-rocha no Sistema Aquífero Serra Geral (SASG) no Paraná, seção Foz do Iguaçu-Bandeirantes

Paula Cristina Neuburger de Oliveira [email protected] Orientadora: Camila de Vasconcelos Müller Athayde (Departamento de Geologia/Universidade Federal do Paraná) Coorientador: Otávio Augusto Boni Licht (Departamento de Geologia/Universidade Federal do Paraná)

Palavras-chave: Flúor, Hidrogeoquímica, SASG.

Introdução O flúor é um elemento encontrado em todos os tipos de rochas, nas águas e em organismos vivos. Nas - - rochas, ele ocorre principalmente substituindo as posições de OH e O2 . Já sua forma química mais comum nas águas é o fluoreto, cuja concentração depende do equilíbrio entre estas e as rochas do meio (Lucas 1988). Este elemento é o mais leve dos halogênios (Lucas 1988) e integra o grupo de voláteis que fica retido preferencialmente na fase fundida do magma (Martini 1984). Reporta-se que o flúor tem a propriedade de aumentar a solubilidade e a explosividade de magmas silicáticos em relação a outros voláteis (Martini 1984, Manning 1981). Licht (2018) apresentou uma revisão da quimioestratigrafia da Província Ígnea do Paraná (PIP), baseada em tipos químicos bem definidos, delimitados pela combinação de gaps de Si-Zr-Ti-P, bem como a caracterização de duas sub-províncias. Neste contexto, tem-se o basalto Tipo 4 (LSi-LZr-HT-HP), o qual se constitui principalmente por basaltos-andesíticos, lati-andesitos e latibasaltos, relativamente enriquecido em elementos incompatíveis (Licht et al. 2015a). As rochas básicas dos membros Três Pinheiros e Chopinzinho (basaltos hipoialinos e basaltos faneríticos), bem como as ácidas do membro Guarapuava (riodacitos porfiríticos e pitchstones) são as que apresentam maiores teores de flúor, com concentrações de até 2.520 ppm. Licht et al. (2015a) apresentam uma estimativa de aproximadamente 492 Gt HF na fase HTi-HP do vulcanismo Serra Geral, adotando-se as estimativas usadas para o Roza Member, Província de Columbia River, em 1996. No contexto das rochas da Província Ígnea do Paraná, apresenta-se o Sistema Aquífero Serra Geral (SASG), considerado um dos mais importantes do estado do Paraná (senão o mais importante), abastecendo milhares de pessoas (Athayde & Athayde 2015). A alta concentração de flúor nas rochas da PIP confere uma característica hidrogeoquímica às águas do SASG também enriquecida em flúor em regiões do interior do estado. Devido a isso, a água de alguns poços tubulares não pode ser utilizada, pois sua concentração em fluoretos é prejudicial à saúde humana, sendo constatada alta incidência de fluorose dentária em crianças em idade escolar (Licht et al. 2015b). Nanni (2008) afirma que o enriquecimento em fluoretos das águas do SASG ocorre no momento de recarga ascendente, a partir do Aquífero Guarani, em condições de alto confinamento e longo tempo de residência, associados a zonas de reduzida participação de recargas meteóricas. O autor identificou seis fácies hidroquímicas, as quais sugerem duas fontes diferentes para os fluoretos nas águas do SASG: ao longo do sistema de falhas e com o aumento da profundidade da captação de água dos poços. A água do SASG obtida da profundidade das rochas do Tipo 4 são fluoranômalas, assim como as rochas da PIP, o que, entre outros fatores, dá suporte a indicar a origem vulcânica para o flúor (Licht et al. 2015b). Há picos de fluorapatita em fluorescência de raios X nas rochas da PIP. Contudo, gráficos de correlação entre F e P não mostram uma forte correspondência, que dê indicação de aprisionamento do flúor em cristais de apatita. Sendo assim, a ocorrência do flúor nas rochas na PIP é tema de discussões, sugerindo-se que ele esteja como ânion compensador nas esmectitas ou aprisionado em micro-vesículas, que seriam formas mais fáceis de liberação para a água (Licht et al. 2015a). A revisão quimio-crono-estratigráfica das rochas da PIP, feita por Licht (2018), utilizou dados estatísticos de 3.296 rochas de afloramentos e poços de água. Na constituição dessas rochas, ocorrem porções vítreas e cristalinas, as quais foram analisadas conjuntamente para a determinação da estratigrafia geoquímica. Devido ao método de abordagem, não se sabe se os altos teores de flúor estão concentrados nas porções vítreas ou cristalinas das rochas da província. Responder a esta questão pode contribuir para uma melhor compreensão das reações de intemperismo que liberam o flúor para as águas do SASG. Dessa forma, será possível fornecer mais subsídios para a gestão das águas no estado do Paraná, pois os órgãos públicos buscam informações orientativas para proporcionar uma distribuição eficiente da água, sem riscos à saúde da população. Neste sentido, pretende-se estudar as possíveis origens deste elemento no SASG (meio vítreo ou cristalino das rochas da PIP) bem como sua interação com a água subterrânea. A região de estudo abrange rochas da Província Ígnea do Paraná (correspondente ao Sistema Aquífero Serra Geral), utilizando-se de análises químicas de rocha em 9 poços, bem como 342 análises químicas de água do SASG distribuídas em 191 cidades do estado do Paraná. A Figura 1 apresenta a localização da área em questão.

Figura 1: Localização da área de estudo.

Estado da arte Como sugere o modelo de evolução dos mecanismos de concentração de flúor no sistema água-rocha, a concentração e a distribuição geoquímica de um elemento-traço não pode ser dissociada do meio geológico, que deu origem ao elemento (Fraga 1992). A incorporação do flúor em minerais é fortemente condicionada pela temperatura, pressão, pH e composição do fluido (Zhu & Sverjensky 1991), e sua liberação para as águas subterrâneas ocorre por intemperismo químico, sendo fatores importantes a solubilidade e as reações de hidrólise. Caso a solubilidade dos minerais seja baixa, a maior parte do flúor permanece ligado aos argilominerais (Fraga 1992, Nanni 2008). A origem do flúor nas águas do SASG e nas rochas da PIP tem sido debatida em diversos trabalhos. Fraga (1992) lista os principais minerais que exercem influência sobre a composição da água subterrânea, sendo eles a fluorita, apatita, anfibólios, micas e argilominerais. Assim como Nanni (2008), o autor atribui a origem da do flúor nas águas do SASG ao Sistema Aquífero Guarani (sotoposto), considerando a acumulação de águas evaporadas em zonas de fluxo lento no SASG no estado do Paraná. Nanni (2008) identificou altos teores de flúor nas fácies hidroquímicas descritas para o Sistema Aquífero Guarani (SAG), os quais estariam influenciando as águas do SASG por recarga ascendente. O autor considera o SAG um sistema mais fechado que o SASG, devido a resultados de δ18O e δ2H para os dois aquíferos. Essa análise demonstra uma boa correlação entre concentrações anômalas de fluoreto e valores mais depletados de δ18O e δ2H no SASG, o que indicaria uma fonte mais antiga para o flúor, portanto, das águas do SAG. Silva et al. (2002) atribui ao processo de caolinização em granitoides como principal fonte, mas também atribui a concentrações locais de ossos de répteis fósseis e aos diques básicos que formam um semi-confinamento local das águas do Sistema Aquífero Guarani. Além das fontes mencionadas, a proveniência do flúor por atividade vulcânica é de fundamental importância para a compreensão do flúor nas rochas da PIP e nas águas do SASG. De acordo com Nanni (2008), a principal forma de ocorrência do flúor emitida por vulcões é o HF, sendo registrado altos teores deste em regiões de vulcanismo recente (Indonésia, Vesúvio, Katmai, Islândia, Havaí, México e Cordilheira dos Andes). Para as rochas da PIP, esta origem tem sido importante na interpretação da ocorrência dos derrames, pois indica contaminação crustal nas rochas básicas e ácidas da província (Sigvaldason & Óskarsson 1986; Licht et al. 2015a). Fraga (1992) comenta sobre a dificuldade em se estabelecer valores reais para o estudo de equilíbrio entre as fases sólidas e líquidas em se tratando de um sistema de equilíbrio água-rocha. Clima, composição da água de recarga, tempo de residência da água, permeabilidade do meio, entre outros, são fatores condicionantes que devem ser considerados no estudo da evolução da concentração neste sistema.

Material e Métodos Previamente, serão filtrados para a zona de interesse (rochas com mais alto teor de flúor) os dados de poços utilizados para a estratificação geoquímica das rochas da PIP, que se constitui em um banco de 966 análises químicas de rocha em 9 poços tubulares profundos, localizados nos municípios de Pato Branco, Foz do Iguaçu, Matelândia, Cascavel, Cafelândia, Cianorte, Ibiporã, Mandaguari e Bandeirantes, fornecido pelo Instituto de Terras, Cartografia e Geologia do Paraná (ITCG). Também serão selecionadas análises químicas de água para a área de interesse (próxima aos poços com análise de rocha, com distância a ser obtida por testes de correlação), a partir de 343 dados de amostras com informações geoquímicas de água do SASG, os quais foram fornecidos pela Companhia de Saneamento do Paraná (SANEPAR). A partir da seleção desses dados, será verificada a necessidade da realização de novas análises de água para as profundidades com mais alto teor de flúor nas rochas da PIP. Caso se faça necessário, serão realizadas novas campanhas de coleta de água para as profundidades de interesse, com recursos financeiros disponibilizados pelo Laboratório de Pesquisas Hidrogeológicas da UFPR (LPH). Dispõe-se também de um banco de dados com 283 lâminas petrográficas descritas para as rochas da PIP e de amostras de calha dos 9 poços mencionados anteriormente. As lâminas estão sendo analisadas em teor de vidro e cristais e selecionadas para análises de fotoluminescência em laboratório do departamento de Física da UFPR. Também serão realizadas análises de inclusões fluidas no laboratório de análises de minerais e rochas (Lamir). Para o estudo das interações água-rocha, serão realizados ensaios de bancada. Em petrografia de luz transmitida, as amostras existentes em seção delgada serão selecionadas para os níveis de interesse (profundidade de ocorrência de rochas Tipo 4). Em seguida, suas propriedades ópticas serão analisadas para identificar porções enriquecidas em vidro vulcânico e em cristais. Dessa forma, será possível estimar as proporções entre vidro vulcânico/cristal nas profundidades enriquecidas em flúor e definir zonas da lâmina para análises pontuais em fotoluminescência. De acordo com Cauduro (2012), a fotoluminescência é uma técnica não destrutiva, que investiga a estrutura eletrônica de materiais. O procedimento consiste em incidir um feixe de luz em uma amostra de rocha, que absorve a energia proveniente, formando pares elétron-lacuna pelo processo de foto-excitação. Isso faz com que os elétrons dentro da amostra sejam deslocados para estados excitados permissíveis. Ao retornarem ao seu estado de equilíbrio, o excesso de energia é liberado, na forma de luz (processo radiativo) ou não (processo não-radiativo). Dessa forma, obtém-se o espectro do elemento de interesse. Também serão produzidas lâminas para análise de inclusões fluidas em porções vítreas e cristalinas, que pode auxiliar a compreender o possível aprisionamento do flúor em micro- vesículas das rochas. Para o estudo da liberação do flúor para as águas do SASG, serão feitos ensaios de bancada, que simulam a percolação de água através das rochas e resultam amostras de água com concentrações de elementos dissolvidos, que serão mensurados por análises químicas de água.

Resultados esperados A partir deste estudo, espera-se responder quais porções dos níveis de rocha com alto teor de flúor possuem concentração mais acentuada (porções vítreas ou cristalinas), bem como compreender a dinâmica de liberação do flúor de rochas da PIP para as águas do SASG. Dessa forma, pretende-se fornecer subsídios para melhorar a gestão das águas no estado do Paraná, com o intuito de indicar locais e profundidades onde a captação de água para consumo deve ser evitada, bem como, havendo a necessidade de um poço interceptar este intervalo flúor anômalo, devem ser tomadas medidas preventivas como o revestimento destes intervalos. Desta forma seria evitada a extração de água com teores de flúor acima do valor máximo permitido por lei.

Atividades Futuras As próximas atividades do ano de 2019 consistem em continuar a revisão bibliográfica, processar os dados existentes e realizar os ensaios previstos para rocha e água. No caso da água, sendo necessária a realização de campanha de coleta, pretende-se realizá-la no segundo semestre do ano de 2019. Em seguida, os novos dados obtidos serão processados. A redação da dissertação vai iniciar no primeiro trimestre de 2020, quando já estarão disponíveis novas informações das análises de rocha e água. Em junho de 2020 será entregue o material para qualificação. O artigo será redigido a partir do segundo semestre de 2020, com previsão de entrega até o primeiro trimestre de 2021, bem como a dissertação. Os créditos das disciplinas serão cumpridos até o primeiro semestre de 2020. Viabilidade Este projeto apresenta viabilidade de execução por não depender de novos recursos financeiros. Todas as atividades serão executadas utilizando-se de banco de dados previamente disponível e da estrutura técnica e financeira de laboratórios da UFPR.

Agradecimentos Agradecimentos à UFPR, pela oportunidade de estudar sem custos financeiros; ao Programa de Pós- graduação em Geologia da UFPR, pela estrutura de laboratórios e orientação acadêmica; ao Laboratório de Pesquisas Hidrogeológicas (LPH), pelas discussões acerca do tema e pelo apoio técnico; ao laboratório de fotoluminescência do departamento de Física da UFPR, na pessoa do Professor Celso de Araújo Duarte; ao Instituto de Terras, Cartografia e Geologia do Paraná (ITCG), bem como à Companhia de Saneamento do Paraná (SANEPAR), pela disponibilização de banco de dados de análises de rocha e água.

Referências ATHAYDE, G. B.; ATHAYDE, C. D. V. M. 2015. Hidrogeologia do sistema aquífero serra geral no Estado do Paraná. Águas Subterrâneas, 29(3): 315-333. CAUDURO, A.L.F. 2012. Síntese, Fotoluminescência e Caracterização Elétrica de Nanoestruturas de ZnO. Dissertação de Mestrado, Programa de Pós-graduação em Microeletrônica, Instituto de Física, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, 138 pp. FRAGA, C.G. 1992. Origem de fluoretos em águas subterrâneas dos Sistemas Aquíferos Botucatu e Serra Geral da Bacia do Paraná. Tese de Doutorado. Programa de Pós-graduação em Recursos Minerais e Hidrogeologia, Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, 195 pp. LICHT, O. A. B.; GOMES, A. S.; VASCONCELLOS, E. M. G. 2015a. The role played by fluorine in the Serra Geral Volcanics, Paraná Igneous Province: a first glance. In: XV Congresso Brasileiro de Geoquímica, Brasília, Resumos expandidos. LICHT, O. A. B.; ATHAYDE, G. B.; ATHAYDE, C. D. V. M; GOMES, A. S.; ANGÉLICA, R. S. 2015b. Basaltos HTI-TP e os altos teores de fluoreto em bacias hidrográficas do terceiro planalto e no Sistema Aquífero Serra geral, Estado do Paraná, Brasil. In: IX Simpósio Sul-Brasileiro de Geologia, Florianópolos, Resumos expandidos. LICHT, O. A. B. 2018 A revised chemo-chrono-stratigraphic 4-D model for the extrusive rocks of the Paraná Igneous Province. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 355: 32 –54 LUCAS, J. 1988. Flourine in the natural environment. Journal of Fluorine Chemistry, 41: 1-8 MANNING, D.A.C. 1981. The Effect of Fluorine on Liquidus Phase Relationships in the System Qz-Ab-Or with Excess Water at 1 kb. Contrib Mineral Petrol, 76:206-215. MARTINI, M. 1984. On the behaviour of fluorine in volcanic processes. Bulletin Volcanologique, 47:3 NANNI, A. S. 2008. O flúor em águas do Sistema Aquífero Serra Geral no Rio Grande do Sul: origem e condicionamento geológico. Tese de Doutorado. Programa de Pós-graduação em Geociências, Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, 127 pp. SIGVALDASON, G. E.; ÓSKARSSON, N. 1986. Fluorine in basalts from Iceland. Contributions to Mineralogy and Petrology, 94:263 271. SILVA, J. L. S. DA; HIRATA, R. C. A.; FLORES, E. L. DE M.; DRESSLER, V. L. 2002. Novas Hipóteses Sobre a Origem Do Flúor No Sistema Aqüífero Guarani Na Depressão Central Gaúcha, Brasil. XII Congresso Brasileiro de Águas Subterrâneas, Florianópolis. ZHU, C.; SVERJENSKY, D. A. 1991 Partitioning of F-Cl-OH between minerals and hydrothermal fluids. Geochimica et Cosmochimica Acta, 55: 1837-1858.

Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado. Data do Exame de Qualificação: (junho/2020) Título original do Projeto de Pesquisa: Ocorrência do flúor e suas interações água-rocha no Sistema Aquífero Serra Geral (SASG) no Paraná, seção Foz do Iguaçu-Bandeirantes. Data de ingresso na Pós-Graduação: 04/2019; Área de Concentração: Geologia Ambiental Linha de Pesquisa: Recursos hídricos Possui bolsa: Não.

22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Análise e interpretação de dados GPR 2D e 3D em perícias forenses e ambiente controlado

Rafael Espindola Canata E-mail: [email protected] Orientador: Francisco José Fonseca Ferreira (Departamento de Geologia/Universidade Federal do Paraná) Coorientadores: Welitom Rodrigues Borges (Instituto de Geociências/Universidade de Brasília) Fábio Augusto da Silva Salvador (Instituto Nacional de Criminalística/Departamento de Policia Federal) Palavras-chave: Geofísica Forense, Guerrilha do Araguaia, Sítio Controlado de Geofísica Forense da UFPR.

Introdução

No Brasil as investigações de cunho forense estão relacionadas principalmente aos Institutos de Criminalística dos estados, ao Departamento de Polícia Federal e, em alguns casos, a especialistas civis indicados por juízes (Borges et al., 2015). Deste modo, ainda há carência de pesquisas forenses e arqueológicas associadas à determinação dos melhores parâmetros de aquisição, processamento e interpretação de dados geofísicos. A fundamentação desta pesquisa está relacionada aos contrastes de propriedades elétricas entre os alvos e o meio circundante, que resultam em respostas com amplitudes distintas, ou muito semelhantes, o que requer uma rotina adequada de processamento destas anomalias para determinados materiais, minimizando a ambiguidade da interpretação. Os principais objetivos da pesquisa são: (i) definir rotinas adequadas de processamento de dados 2D e 3D obtidos com o ground penetrating radar (GPR), para melhor equacionar os alvos arqueológicos e forenses; (ii) verificar a hipótese de discriminar materiais arqueológicos e forenses com base na amplitude do sinal GPR; (iii) reprocessar dados GPR oriundos de perícias realizadas pelo Grupo de Trabalho Tocantins (GTT) na região do Tocantins e Pará, no âmbito da Guerrilha do Araguaia, com os parâmetros ótimos e comparar com os laudos técnicos; (iv) avaliar a aplicabilidade do GPR no sitio arqueológico Tekoha Jevy para fins forenses e no Sitio Controlado de Geofísica Forense (SCGF), da UFPR. Na presente pesquisa serão abordadas distintas áreas de estudo contemplando (i) perícias realizadas pelo Departamento de Polícia Federal em parceria com a Universidade de Brasília (UnB) e a Universidade Federal do Paraná (UFPR), como as que ocorreram na busca dos vestígios e recolhimento dos corpos dos guerrilheiros e militares mortos na Guerrilha do Araguaia, nos estados do Tocantins e do Pará, e (ii) a realizada na Aldeia Tekoha Jevy, na cidade de Guaíra, Paraná; além (iii) dos dados obtidos no SCGF- UFPR, localizado no Campus Centro Politécnico, em Curitiba. Em síntese, esta pesquisa pretende preencher uma lacuna nas pesquisas geofísicas forenses e arqueológicas, relacionada aos melhores parâmetros de aquisição, processamento, visualização e interpretação de dados GPR, do que se espera significativa redução das ambiguidades. Assim, foram realizados levantamento bibliográfico relacionado a aplicações de GPR para inumações, pesquisas forenses, arqueológicas e em sítios controlados, além de um histórico dos principais tipos de processamento.

Material e Métodos

Para almejar os objetivos e resultados desta pesquisa o método geofísico selecionado foi o GPR devido a sua versatilidade, baixo tempo de aquisição dos dados e visualização em tempo real, o que explica sua larga aplicabilidade em investigações forenses e arqueológicas. O GPR consiste na transmissão contínua de ondas eletromagnéticas, por meio de uma antena, que se propagam em subsuperfcie e podem sofrer reflexão e/ou difração como consequência da diferença de impedância elétrica entre o meio investigado e os materiais de interesse (Annan, 2001). Deste modo, as ondas eletromagnéticas refletidas são captadas por uma antena receptora, cujos sinais são digitalizados, armazenados e visualizados através de uma unidade de controle. Para obtenção dos dados geofísicos foram utilizados os equipamentos Detector Duo da IDSgeoradar com antenas blindadas (250 MHz e 700 MHz) e o SIR- 3000 da GSSI com antena blindada de (400 MHz). Os registros de traços foram obtidos por meio do modo constant offset com perfis equiespaçados que foram interpolados para construção volumes 3D. A tabela 1 descreve os parâmetros adquiridos em campo para as distintas áreas.

Áreas Frequências Número de Intervalo Janela Intervalo de Perfis GPR Alvos amostras entre os temporal amostragem 2D (MHz) traços (m) (ns) espacial entre os perfis (m)

Abóbora 2 400 1024 0,02 60 0,10 50 Esqueleto humano

Cemitério 400 1024 0,02 50 0,10 92 Ossadas Xambioá (D1)

Tabocão 400 1024 0,02 50 0,5 70 Raiz

São Sebastião 400 1024 0,02 56 0,5 32 Rocha

SCGF-UFPR 250-400-700 512-1024 0,02-0,027 50-120 0,05-0,10 181- 80 Diversos

Aldeia Tekoha 250-700 512 0,027 120 0,20 32 Artefatos Jevy arqueológicos

Os resultados obtidos foram processados no software ReflexW©, versão 7.0 (Sandmeier, 2010), e o seguinte fluxograma de processamento: dewow (visa corrigir o efeito de saturação da amplitude originado a partir de componentes difusos de baixa frequência); correção do tempo zero (define o primeiro registro do sinal GPR para tempo zero no solo); corte de tempo 25ns (limita o registro de tempo GPR, maximizando o tempo de processamento); decaimento de energia (aumenta a amplitude do sinal perdida em decorrência da atenuação da onda durante sua propagação); filtro 2D (elimina eventos coerentes como refletores horizontais atuando nas dimensões espacial/temporal); filtro passa banda (os filtros de frequência são aplicados com intuito de reduzir as frequências espúrias, relacionadas a frequências muito baixas ou altas, permitindo a passagem de sinais entre duas frequências especificas); migração 3D e 2D (fk migração-stolt) e conversão tempo/profundidade (converte os eventos de reflexão em uma posição real em termos de profundidade abaixo do nível do solo).

Resultados

Os resultados obtidos na presente pesquisa foram divididos por áreas de estudo. O primeiro tópico corresponde aos dados obtidos na aldeia Tekoha Jevy, o segundo aos dados oriundos do SCGF-UFPR, e o terceiro refere-se ao reprocessamento dos dados relacionados à Guerrilha do Araguaia.

Aldeia Tekoha Jevy (Guaíra-PR)

Em 2014, na aldeia Tekoha Jevy, foi aplicado o GPR (250 MHz e 700 MHz) para auxiliar uma perícia federal forense arqueológica resultando no primeiro artigo da tese (Canata et al., 2019). O objetivo da pesquisa foi verificar a ocorrência de fragmentos arqueológicos em subsuperfície, com base nas anomalias geofísicas. O levantamento GPR, aplicando a antena de 250 MHz e 700 MHz resultou em respostas positivas que ajudaram a localizar e recuperar artefatos arqueológicos. Os perfis 2D indicaram anomalias com diferentes dimensões. As anomalias de pequeno porte (0,10 m a 0,35 m) refletiram fragmentos de cerâmicas, as quais foram comprovadas por duas escavações com profundidades de 0,18 m e aproximadamente 0,40 m. As anomalias com dimensões maiores (0,60 m a 0,80 m), correspondentes as profundidades entre 0,50 m e 1,30 m, representam possivelmente um vaso de cerâmica, figura 1. O volume 3D possibilitou estimar a profundidade, localização espacial e as dimensões dos fragmentos arqueológicos.

Figura 1: Resultados do GPR 2D: (a) Localização dos perfis de GPR indicando as anomalias escavadas e não escavadas. (b) radargrama L2 e sua interpretação (c). (d) radargrama L15 e sua interpretação (e). (f) radargrama L8 e sua interpretação (g).

Sítio Controlado de Geofísica Forense (SCGF-UFPR)

No SCGF os resultados obtidos foram analisados e interpretados por meio dos GPR 2D e através dos cortes em profundidade (depth slice) ou blocos 3D. As aquisições realizadas em diferentes períodos climáticos (seca x chuvosa) contribuíram para diferenciar as velocidades de propagação da onda eletromagnética no meio seco (0,058 m/ns a 0,075 m/ns) e úmido (0,052 m/ns a 0,066 m/ns); tempo de identificação dos alvos por meio do ápice das hipérboles de difração: 4,8 ns a 11 ns (seco) e 6,2 ns a 13 ns (chuvoso); e a interferência do meio saturado na detecção dos alvos instalados. Os alvos com maior contraste de reflexão com o meio investigado foram mais facilmente identificados nos radargramas, através dos ápices das hipérboles de difração. As altas frequências (400 MHz e 700 MHz) aplicadas foram as que melhores detectaram os alvos, em função dos pequenos comprimentos de onda (figura 2). Os refletores retilíneos interrompidos observados nos radargramas estão associadas as escavações executadas para instalação dos alvos, e são evidenciados com maior clareza com a antena de 700 MHz. Posteriormente, as análises foram realizadas através do volume 3D, para visualizar o posicionamento, a forma geométrica e estimar a profundidade dos alvos instalados. Para melhorar as aquisições pseudo 3D foi utilizado um cabo de aço na superfície, com o os objetivos de de auxiliar a correção do posicionamento dos traços e a forma geométrica dos alvos instalados. Os alvos detectados no depth slice são identificados pelas altas reflectâncias de amplitude pontuais no meio investigado.

Figura 2: Radargrama 2D adquirido com distintas antenas sobre a linha 7: (a) Fotos dos objetos enterrados. (b) Antena de 700 MHz. (c) Antena de 400 MHz e (d) Antena de 250 MHz.

Guerrilha do Araguaia (Tocantins/Pará)

O primeiro alvo, na região do Araguaia, que está em fase de reprocessamento corresponde a área denominada Abóbora 2. A anomalia corresponde a alterações na estrutura do solo (refletores lineares interrompidos), e a escavação executada resultou na identificação de um esqueleto humano. A rotina de processamento aplicada pelo GTT foi a seguinte: (i) ajuste do tempo zero; (ii) filtros temporais (dewow e passa-banda); (iii) filtro de ganho (decaimento de energia); (iv) migração no domínio do tempo (fk migration – Stolt) e (v) conversão em profundidade com uma velocidade constante de 0,128 m/ ns (GTT, 2009). Na fase de reprocessamento da anomalia (distância: 2,4 m a 4m) os ganhos aplicados (AGC, decaimento de energia, ganho funcional) obtiveram distintas respostas e que influenciaram diretamente no resultado final GPR2D e no modelo 3D (figura 3). Por enquanto, pode-se dizer que o ganho funcional (linear e exponencial) evidenciou com mais nitidez a anomalia facilitando a sua distinção com meio investigado, bem como a interpretação do resultado final do volume 3D.

Figura 3: Radargrama 2D com a aplicação de diferentes ganhos: (a) AGC; (b) decaimento de energia e (c) ganho funcional (linear e exponencial).

Discussões e Conclusões

A presente pesquisa, até o momento, mostra a eficácia do GPR para indicar locais para salvamento dos artefatos arqueológicos (fragmentos de cerâmica) na aldeia Tekoha Jevy e para detectar os objetos instalados no primeiro SCGF-UFPR. Os resultados adquiridos com antenas de 250 MHz, 400 MHz e 700 MHz foram satisfatórios para detecção dos alvos instalados em solo argiloso de alta condutividade (SCGFR-UFPR). Dentre as frequências aplicadas, os resultados que evidenciam as melhores respostas estão associados as antenas de 400 MHz e 700 MHz. Para uma aquisição “3D” adequada, sugere-se um espaçamento mínimo de 0,05 m que resultará em melhor imageamento dos alvos de pequenas dimensões e em decorrência do ambiente argiloso. O meio investigado ao se tornar úmido dificulta a detecção de determinados alvos, principalmente os que possuem baixo coeficiente de reflexão. A utilização de um cabo de aço, implantado na superfície, para auxiliar nas aquisições forenses ou arqueológicas, pode ser uma ferramenta útil na reconstrução de dados 3D.

Atividades Futuras

As próximas atividades a serem desenvolvidas estão relacionadas exclusivamente ao processamento dos dados oriundos da região da Guerrilha do Araguaia. Pretende-se submeter, até o final de julho de 2019, um segundo artigo intitulado “Análise e interpretação de dados GPR 2D e 3D no Sitio Controlado de Geofísica Forense da UFPR”. A submissão de um terceiro artigo, em dezembro de 2019 ou janeiro de 2020 será relacionado ao processamento dos dados da região da Guerrilha do Araguaia.

Agradecimentos

O discente agradece ao Instituto Nacional de Criminalística da Polícia Federal, ao Instituto de Geociências da UnB, ao Laboratório de Pesquisas em Geofísica Aplicada da UFPR por darem suporte a pesquisa. Aos professores Francisco José Fonseca Ferreira e Welitom Rodrigues Borges e ao perito federal Fabio Augusto da Silva Salvador pela orientação e a CAPES pelo financiamento da bolsa.

Referências

Annan A.P. 2001.Ground penetrating radar workshop notes. Sensors, Software, Inc. Internal Report, p.130. Borges W.R., Blum M.L.B., Salvador F., Cavalcanti M., Silva L.M.C., Andrade L.B., Branco, M.L.B. 2015.Geofísica Forense no Brasil. Boletim SBGF, Rio de Janeiro, 94:16-18. Canata R., Salvador F., Borges W.R., Ferreira F.J.F., Seitmez E., Pinto I., Barros E. 2019. Ground-penetrating radar applied to forensic expertise in archaeological site: Tekoha Jevy indigenous villgae, Paraná state, Southern Brazil. Geological Society, London, Special Publications, 492, https://doi.org/10.1144/SP492-2017-329 Grupo de Trabalho Tocantins. 2009. Relatório da 1º Expedição – Trabalho de Campo (3ª FASE), Área Abóbora 2. Sandmeier K.J. 2009. REFLEXW Version 7.0, Windows 9x/2000/NT. Program for the processing of seismic, acoustic or eletromagnetic reflection, refraction and transmission data. Manual do Software, Karlsruhe, Germany, 209p.

Dados Acadêmicos

Modalidade: Doutorado. Data do Exame de Qualificação: (10/2018) Título original do Projeto de Pesquisa: Diagnóstico dos melhores parâmetros em Geofísica forense Data de ingresso na Pós-Graduação: mês/2016; Área de Concentração: Geologia Ambiental; Linha de Pesquisa: ? Possui bolsa: CAPES.

22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Interpretações paleoambientais acerca dos depósitos de coquinas do Campo de Búzios, Barremiano-Aptiano da Bacia de Santos

Rafaella de Carvalho Antunes [email protected] Dr. Ricardo Jahnert (Departamento de Geologia da Universidade Federal do Paraná)

Palavras-chave: Formação Itapema; Pré-Sal; Coquinas.

Introdução Localizados na porção sudeste da costa brasileira, os reservatórios petrolíferos da Bacia de Santos correspondem atualmente (fevereiro de 2019) a 54% da produção de petróleo das bacias brasileiras (ANP, 2019a). O Campo de Búzios, a 180 km da costa do estado do Rio de Janeiro, com área aproximada de 852 km², é o 4º maior campo em produção no Pré-Sal com um volume de 84.224 bbl/dia (ANP, 2016, Figura 1). Situados em profundidades entre 5000 e 6000 m abaixo do nível do mar, os reservatórios do Campo de Búzios ocorrem em carbonatos de origem microbiana e gerados pela acumulação de carapaças de moluscos das formações Barra Velha e Itapema, respectivamente (Fernandez & Santos, 2017). Do Barremiano (andar Jiquiá, sequência K38), as coquinas da Formação Itapema são compostas principalmente por conchas de bivalves autóctones ou alóctones correspondentes à Formação Lagoa Feia, da Bacia de Campos (Winter et al., 2007; Moreira et al., 2007).

Figura 1: Mapa da área de estudo com indicação (A) do Campo de Búzios (em branco) e volume 3D BS500 (em preto) a ser utilizado no trabalho, (B) da Bacia de Santos e (C) da distribuição dos poços (em verde) a serem utilizados no trabalho. Fonte dos dados: CPRM (2017), ERSI (2019) e ANP (2019b). Adjacente aos estados de Santa Catarina, Paraná, São Paulo e Rio de Janeiro, a Bacia de Santos tem sua evolução relacionada à abertura do Supercontinente Gondwana a partir do Mesozoico e mantém contato com as bacias de Campos e Pelotas pelas feições estruturais Alto de Cabo Frio e Zona de Transferência de Florianópolis, respectivamente. A oeste, a bacia faz limite com o Cinturão de Serras Costeiras e a leste com o Platô de São Paulo (Macedo, 1989). A bacia pode ser classificada até o Albiano como bacia do tipo rifte e do Albiano ao recente, como bacia do tipo drifte ou de margem passiva (Berton & Vesely, 2016). Durante o estágio tardio da fase rifte, lagos com sedimentação carbonática e siliciclástica instalaram-se em um complexo sistema de hemigrábens desenvolvido entre a América do Sul e a África. A sequência das coquinas, depositada neste estágio, entre o Barremiano e Aptiano, é composta por depósitos carbonáticos alternados com folhelhos, rochas reservatório e geradora, respectivamente, do sistema petrolífero Piçarras-Itapema da Bacia de Santos (Carvalho et al., 2000; Jahnert et al., 2012; Fernandez & Santos, 2017). Apesar das altas expectativas na continuidade da exploração do Pré-Sal das bacias, permanecem escassos os trabalhos acerca da tectônica e evolução estratigráfica dos depósitos de coquinas. Desta forma, este trabalho objetiva: (a) caracterizar a estruturação do Campo de Búzios; (b) identificar os fatores estruturais e tectônicos que controlaram a deposição das coquinas da Formação Itapema; (c) compreender a distribuição e ocorrência das conchas de bivalves, de acordo com variações no grau de retrabalhamento, classificações filogenéticas e (d) comparar a estruturação dos depósitos de coquinas da Bacia de Campos e com as da área de estudo.

Estado da arte O termo “coquinas”, derivado da palavra latina “concha”, pode ser definido como qualquer acumulação, comumente de conchas em rochas carbonáticas, de partes biológicas duras independentemente da composição tafonômica, estado de preservação ou grau de modificação post-mortem (Kidwell et al., 1986; Thompson et al., 2015). Apesar de pouco frequentes atualmente, depósitos de coquinas podem ser reconhecidos em Shark Bay (Figura 2), no oeste da Austrália, e no Lago Tanganyika, na África (Jahnert et al., 2012, Thompson et al., 2015).

Figura 2: Afloramento de coquinas em antiga pedreira em Shark Bay. Fonte: Jahnert et al., 2012.

A estruturação dos depósitos de coquinas da Bacia de Santos em altos paleogeográficos gerados por movimentações de falhas normais de grábens e hemigrábens da fase rifte da evolução tectônica da bacia pode ser determinada com a aplicação de métodos sísmicos. Importante recurso de obtenção de informações de subsuperfície, o método sísmico de reflexão é baseado no tempo de percurso de uma onda mecânica entre um ponto de origem e uma superfície de reflexão, denominada refletor. Um refletor corresponde à interface entre dois meios mecanicamente diferentes e o contraste entre a velocidade de propagação e densidade entre os meios é denominado de impedância acústica (Martins, 2001). Quando ao atravessar uma superfície a impedância aumenta, então o contraste de impedância é considerado positivo, no caso do fenômeno contrário, é considerado negativo. As superfícies refletoras têm significado cronoestratigráfico e não indicam necessariamente o contato ente dois litotipos diferentes, mas determinam superfíces estratais, como acamamentos, paleorelevos e discordâncias, como superfícies de erosão ou hiatos deposicionais (Vail & Mitchum, 1977; Ribeiro, 2001). Informações acerca da litoestratigrafia e análise faciológica de unidades são obtidas através de poços e descrições de testemunhos (Nichols, 2009). A obtenção dos dados petrofísicos é feita com a utilização de uma sonda que adquire informações de raios-gama, resistividade, perfilagem sônica, densidade, emissão de nêutrons, entre outros (Nichols, 2009). Em furos de sondagem na indústria petrolífera a recuperação de testemunhos (Figura 3) é comumente obtida apenas em horizontes-alvos utilizando uma broca especial de forma cilíndrica, normalmente diamantada.

A B C

Figura 3: Testemunhos de coquinas da Formação Lagoa Feia, da Bacia de Campos, correspondentes a depósitos de (A) praias arenosas com bioclastos, (B) barras bioclásticas e (C) barras/lençóis bioclásticos. Fonte: Carvalho et al., 2000.

Materiais e Métodos A fim de determinar a estruturação da seção pré-sal e paleogeomorfologia da área do Campo de Búzios serão utilizados dados sísmicos da survey 3D BS500 e perfis petrofísicos dos poços RJS-688, RJS-709, BUZ-1 e ANP-2. O mapeamento de 4 horizontes estratigráficos no volume 3D, além da associação dos horizontes com os perfis petrofísicos, será realizado com auxílio dos softwares Opendtect e/ou Petrel. As descrições dos perfis log e testemunhos serão feitas com a utilização do software ANASETE, a ser disponibilizado pela Petrobras. Estas descrições serão integradas com os dados de perfis dos poços e com a sísmica, buscando a integração rocha-perfil-sísmica. Para a descrição dos testemunhos respectivos dos poços citados anteriormente, serão realizadas classificações das rochas carbonáticas e siliciclásticas, com base principalmente os trabalhos de Folk (1968), Dunham (1962) e Wright (1992), e descrições dos aspectos tafonômicos e taxonomia das conchas. A análise tafonômica dos componentes fósseis das coquinas será feita utilizando os trabalhos de Kidwell et al. (1986) e Holz & Simões (2002).

Resultados Esperados O mapeamento de 4 horizontes estratigráficos no volume sísmico 3D resultará em mapas estruturais nos quais será possível identificar a estruturação e paleogeomorfologia do Campo de Búzios. A descrição dos perfis log e correlação destes com as informações obtidas em sísmica permitirão interpretações acerca da evolução estratigráfica e identificações de associações de fácies. Identificando a estruturação do campo será possível determinar altos estruturais e principais depocentros no momento da deposição das coquinas que, ao serem correlacionados aos dados petrofísicos e de testemunhos, darão informações acerca da estratigrafia e processos deposicionais. É possível especular que a distribuição das conchas de bivalves, especialmente dos padrões tafonômicos, estará diretamente relacionada aos altos estruturais identificados, uma vez que processos erosivos e de retrabalhamento variam entre os sistemas. Alterações na taxonomia das conchas de acordo com o sistema deposicional, se existentes, possivelmente estarão mais associadas a alterações ambientais. A partir da integração dos mapas estruturais com os resultados obtidos nos perfis log e testemunhos será possível identificar potenciais reservatórios e feições estruturais que condicionaram a deposição da Formação Itapema no Campo de Búzios. Apesar de não apresentarem conectividade entre si, as bacias de Campos e Santos têm contexto deposicional semelhante durante a fase rifte. Portanto, é possível especular sobre a possibilidade de que fatores que condicionaram a deposição das coquinas na Bacia de Campos, como a presença de altos estruturais, variações nas condições climáticas, entre outros, apresentem-se semelhantes na Bacia de Santos.

Atividades Futuras Para o desenvolvimento do trabalho, as etapas a serem realizadas incluem a obtenção dos dados sísmicos e petrofísicos seguidos da identificação dos horizontes estratigráficos, interpretação dos perfis e correlação entre ambos. Concomitantemente à identificação dos horizontes serão desenvolvidas as etapas de extração de atributos sísmicos e geração de mapas de contorno, de isópacas e de elementos geomorfológicos. A descrição de testemunhos e as análises tafonômicas e taxonômicas serão realizadas no Centro de Pesquisas da Petrobrás (CENPES), na cidade do Rio de Janeiro, após a aplicação dos outros métodos descritos. A indicação de áreas favoráveis para reservatórios e a geração de modelos paleoambientais serão desenvolvidos ao final da tese com a correlação entre os resultados obtidos em todos os métodos aplicados.

Agradecimentos À Petrobras, pelo projeto de colaboração Coquinas com a Universidade Federal do Paraná e pela disponibilização dos dados sísmicos, petrofísicos e de testemunho; À CAPES, pelo apoio financeiro na forma de bolsa do edital CAPES/DS-2019 À ANP, pela disponibilização dos dados sísmicos e liberação de informações dos poços.

Referências

Agência Nacional do Petróleo (ANP). 2016. Plano de Desenvolvimento do Campo de Búzios, 3 p.

Agência Nacional do Petróleo (ANP). 2019a. Boletim da Produção de Petróleo e Gás Natural de Junho de 2019, 26 p.

Agência Nacional do Petróleo (ANP). 2019b. GeoANP: Mapas Georeferenciados da Agência Nacional de Petróleo, Recuperado em 27 de abril de 2019, de http://geo.anp.gov.br/

Berton, F.; Vesely, F. F. 2016. Seismic expression of depositional elements associated with a strongly progradational shelf margin: northern Santos Basin, southeastern Brazil. Brazian Journal of Geology, 46 (4): 585- 603.

Carvalho, M. D.; Praça, U. M.; Silva-Telles Jr., A. C.; Jahnert, R. J.; Dias, J. J. 2000. Bioclastic carbonate lacustrine fácies models in the Campos Basin (Lower Cretaceous), Brazil. In: Gierlowski-Kodersch, E. H.; Kelts, K. R., Lake Basin Through Space and Time: AAPG Studies in Geology, 46: 245-256

CPRM (Serviço Geológico do Brasil). 2017. GeoSBG: Bacias Sedimentares Brasileiras. Recuperado em 22 de abril de 2019, de http://geosgb.cprm.gov.br/.

Dunham, R.J., 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. Memoir American Association of Petroleum Geologists, 1: 108-121.

ERSI; USGS (United States Geological Survey); NOAA (National Oceanic and Atmospheric Administration). (2019). Imagery. Recuperado em 22 de abril de 2019, de http://www.arcgis.com/home/

Fernandez, R. O.; Santos, A. J. 2017. Sumário Geológico e Setores em Oferta da Bacia de Santos -14ª Rodada de Licitações de Petróleo e Gás, 20 p.

Folk, R. L. 1968. Petrology of sedimentary rocks. Editora Hemphill’s, Austin, 182 p.

Holz, M.; Simões, M. 2002. Elementos Fundamentais de Tafonomia. Editora Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Porto Alegre, 232 p.

Jahnert, R., Paula, O., Collins, L., Strobach, E., Pevzner, R., 2012. Evolution of a coquina barrier in Shark Bay, Australia by GPR imaging: architecture of a Holocene reservoir analogue. Sedimentary Geology, 281: 59–74.

Kidwell, S. M, Fürsich, F., Aigner, T. 1986. Conceptual framework for the analysis and classification of fossil concentrations. Palaios, 1 (3): 228 - 238.

Macedo, J. M. 1989. Evolução tectônica da Bacia de Santos e áreas continentais adjacentes. Boletim de Geociências da Petrobrás, Rio de Janeiro, 3 (3): 159 - 173.

Martins, J. L. 2001. Noções do método sísmico e de resolução sísmica. In: Ribeiro, H. J. P. Estratigrafia de Sequências: Fundamentos e aplicações. São Leopoldo: Editora da Universidade do Vale do Rio dos Sinos, 428 p.

Moreira, J. L. P.; Madeira, C. V.; Gil, J. A.; Machado, M. A. P. 2007. Bacia de Santos. Boletim de Geociências da Petrobras, 15 (2): 531 - 549.

Nichols, G. Sedimentology and Stratigraphy. 2009. 2ed. Editora Wiley-Blackwell, Oxford, 419 p.

Ribeiro, H. J. P. S. 2001. Sismo-estratigrafia. In: Ribeira, H. J. P. Estratigrafia de Sequências: Fundamentos e aplicações. São Leopoldo: Editora da Universidade do Vale do Rio dos Sinos, 428 p.

Thompson, D. L. Stiwell, J. D.; Hall, M. Lacustrine carbonate reservoirs from Early Cretaceous rift lakes of Western Gondwana: Pre-Salt coquinas of Brazil and West Africa. Gondwana Reaserch, 28 (1): 26 - 51.

Vail, P. R.; Mitchum, R. M. Jr. (1977). Seismic Stratigraphy and global changes of sea level, Part 1: Overview. In: Payton, C. E. Seismic Stratigraphy – applications to hydrocarbon exploration. American Association of Petroleum Geologists, Oklahoma, U.S.A., 513 p.

Winter, W. R.; Jahnert, R. J.; França, A. B. 2007. Bacia de Campos. Boletim de Geociências da Petrobrás, 15 (2): 511 - 529.

Wright, V. P. 1992. A revised classification of limestones. Sedimentary Geology, 76 (3-4): 177 - 185.

Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado; Data do Exame de Qualificação: abril/2019; Título original do Projeto de Pesquisa: Interpretações paleoambientais acerca dos depósitos de coquinas do Campo de Búzios, Barremiano-Aptiano da Bacia de Santos; Data de ingresso na Pós-Graduação: 04/2019; Área de Concentração: Geologia Exploratória Linha de Pesquisa: Análise de Bacias Sedimentares Possui bolsa: Bolsa CAPES/DS - 2019

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Microfósseis da Formação Rio Bonito, Eopermiano da Bacia do Paraná, em Santa Catarina

Raissa Cristina Oliveira Fontanelli [email protected] Orientadora: Cristina Silveira Vega (Departamento de Geologia/Universidade Federal do Paraná)

Palavras-chave: Permiano, Micropaleontologia, Bacia do Paraná.

Introdução Microfósseis apresentam importantes aplicações em estudos paleoambientais, paleoecológicos e bioestratigráficos de bacias sedimentares paleozoicas (Moutinho et al., 2016; Wang et al., 2018). Na Bacia do Paraná, a Formação Rio Bonito, de idade eopermiana, é caracterizada por ambientes deposicionais transicionais e marinho-rasos (Tognoli, 2006; Holz et al., 2010) que apresentam um alto potencial para estudos micropaleontológicos. O conteúdo fossilífero da Formação Rio Bonito é representado por diversos grupos de invertebrados (Rocha-Campos, 1970; Schmidt-Neto et al., 2018a), fósseis vegetais (Rösler, 1978; Iannuzzi, 2010) e palinomorfos (Daemon e Quadros, 1970; Souza, 2006) que fornecem informações em relação aos paleoambientes e idade da unidade. Entretanto, até o momento, o único relato de microfósseis de carapaças mineralizadas para as rochas do Grupo Guatá, refere-se à Paulipetro (1981) que delimita para a transição entre o Grupo Itararé e Formação Tatuí, unidade equivalente ao Grupo Guatá em São Paulo, a ocorrência de foraminíferos (Rhabdammina? sp., Earlandia sp.), e diversos gêneros de ostracodes. Observa-se, então, que a despeito dos extensivos trabalhos paleontológicos e estratigráficos na Formação Rio Bonito, esta ainda apresenta importantes questões paleoambientais e bioestratigráficas a serem discutidas. Nesse contexto, os estudos sobre microfósseis de carapaça mineralizada são escassos e representam um alto potencial ainda praticamente inexplorado. Almeja-se, portanto, verificar a ocorrência e identificar os microfósseis e macrofósseis associados da Formação Rio Bonito em sua faixa aflorante no Centro-Leste do estado de Santa Catarina (Figura 1).

Figura 1: Mapa de localização da área de estudo.

Contexto Geológico e Paleontológico A Formação Rio Bonito faz parte da Supersequência Gondwana I depositada entre o Carbonífero e Eotriássico da Bacia do Paraná (Milani et al., 2007). Inserida na base do Grupo Guatá (Gordon Jr., 1947), a Formação Rio Bonito representa uma sucessão de depósitos flúvio-deltaicos e marinhos sobrejacente aos depósitos glacio-influenciados do Grupo Itararé (Holz et al., 2010). A compartimentação estratigráfica da Formação Rio Bonito, formalizada por Schneider et al. (1974), a divide, da base para o topo, nos membros Triunfo, Paraguaçú e Siderópolis. A base da Formação Rio Bonito é interpretada como formada por depósitos associados a um sistema flúvio-deltaico, definido por associação de fácies composta por ortoconglomerados e arenitos subarcosianos, com estratificação plano-paralela, cruzada acanalada e ciclos de granodecrescência ascendente, sucedidos por lamitos e camadas de carvão pouco espessas, menores que 0,5 m, e descontínuas lateralmente (Holz et al., 2010). A unidade intermediária, Membro Paraguaçú, é composta por arenitos finos a muito finos com estratificação cruzada hummocky, heterolitos, siltitos e argilitos com ocorrência de níveis de rochas carbonáticas interpretados como depositados em ambiente marinho raso (Tognoli, 2006; Holz et al., 2010; Schimdt-Neto et al., 2018b). O topo da Formação Rio Bonito, Membro Siderópolis, é composto principalmente por arenitos interpretados como depósitos relacionados a sistemas costeiros (França e Caldas, 1983; Tognoli, 2006). Em relação aos fósseis registrados para a Formação Rio Bonito, no Membro Paraguaçú, destaca-se a ocorrência de uma assembleia fossilífera dominada por moluscos bentônicos, atribuída à ambiente marinho raso e correlata à Fauna de Eurydesma do Permiano da Austrália, que aflora na região de Taió em Santa Catarina (Rocha-Campos, 1970; Simões et al., 1998; Schmidt-Neto et al., 2018b). Schmidt-Neto et al. (2018a), a partir da análise das tafofácies dos fósseis de Taió, delimita a formação desses depósitos como influenciados por ondas em um sistema estuarino. Os fósseis de vegetais encontrados na Formação Rio Bonito têm sido alvo de extensivos trabalhos bioestratigráficos (Rösler, 1978; Iannuzzi e Souza 2005; Iannuzzi, 2010). Rösler (1978) que delimitou os intervalos das Tafofloras B e C para a Formação Rio Bonito, em que a Tafoflora B vai do Sakmariano ao Artinskiano e a Tafoflora C vai do Artinskiano ao Kunguriano. De acordo com o autor, a passagem da Tafoflora A para B marca a transição Carbonífero-Permiano, quando o gênero Glossopteris torna-se abundante na Formação Rio Bonito e se estabelece durante todo o Permiano. Importantes informações de idade são apresentadas em trabalhos focados em seu conteúdo palinológico (Daemon e Quadros, 1970; Souza e Marques-Toigo, 2003; Souza, 2006). A faixa do Grupo Guatá correspondente à Formação Rio Bonito está inserida na Zona de Intervalo Vittatina costabilis, correlata aos intervalos H3 a J de Daemon e Quadros (1970), atribuída ao início do Permiano (Souza, 2006). Mais especificamente, a parte inferior da Formação Rio Bonito (Membro Triunfo) está dentro da subzona Protohaploxypinus goraiensis de idade asseliana-sakmariana (Longhim, 2007). A Formação Rio Bonito contém os principais depósitos de carvão da Bacia do Paraná (Ianuzzi, 2010). Datações radiométricas de níveis de tonsteins associados a camadas de carvão da base da unidade obtiveram idades LAM-MC-ICP-MS U–Pb de 298.8±1.9 (Cagliari et al., 2016), o que a coloca no Asseliano. Enquanto Guerra-Sommer et al. (2008), em datação anterior para os mesmos depósitos, obtiveram idades médias IDTIMS e SHRIMP U/Pb de 290.6±1.5 Ma (Sakmariano).

Microfósseis Microfósseis são considerados excelentes ferramentas para análises bioestratigráficas, por apresentarem ampla ocorrência geográfica e uma rápida evolução, o que permite um registro estratigráfico em alta resolução (Armstrong e Brasier, 2005). Entretanto, escassos trabalhos sobre microfósseis foram realizados para o Paleozóico Superior da Bacia do Paraná. Na Formação Rio Bonito, o mais relevante é o de Paulipetro (1981). Os autores registram, na transição entre os Grupos Guatá (Formação Tatuí) e Itararé no estado de São Paulo, os foraminíferos Rhabdammina? sp. e Earlandia sp. e os gêneros de ostracodes Baslerrela sp., Cavellina? sp., Bairdia sp. cf. B. glennensis, Carbonatita? sp. (Sthephaniano-Kazaniano), Healdia? sp., Bairdia? sp. (Mississipiano-Kazaniano), Macrocypris? sp., Bythocypris? sp. (Siluriano - Triássico) e Haworthina? sp. (Kunguriano ao Kazaniano). Os foraminíferos são um grupo de protozoários unicelulares marinhos que apresentam uma estrutura rígida denominada de teca, que pode conter uma ou mais câmaras, e pode ser composta por tectina, calcita, aragonita, sílica ou por fragmentos aglutinantes (Armstrong e Brasier, 2005). Os primeiros foraminíferos apareceram no início do Cambriano e fazem parte do grupo Textulariata, com teca silicosa aglutinante ou silicificada. Este grupo se diversificou no Devoniano e deu origem à Fusulinata e Miliolata (Vachard et al., 2010). A classe Fusulinata, segundo Vachard et al. (2010), é praticamente inteiramente formada por espécimes paleozoicos. Os foraminíferos dessa classe são caracterizados por apresentarem hábito bentônico e por possuírem uma teca calcítica microgranular; dentre os grupos que fazem parte dessa classe estão Earlandia, registrado na Formação Tatuí (Grupo Guatá) em São Paulo por Paulipetro (1981). Ostracodes são um grupo de microcrustáceos formados por uma carapaça quitino-calcítica bivalve, e de hábito bentônico e planctônico, com a maioria das espécies fósseis bentônicas (Armstrong e Brasier, 2005). O grupo se estende do Cambriano ao Recente (Flügel, 2004). São considerados excelentes indicadores paleoambientais devido, principalmente, à morfologia da carapaça que varia conforme o ambiente que habitam. Ademais, por habitarem tanto ambientes marinhos como continentais, são utilizados para a bioestratigrafia de ambientes continentais, no qual outros grupos de microfósseis são ausentes (Armstrong e Brasier, 2005). Também podem ser citados conodontes e espículas de esponjas que já foram registrados para os estratos do Grupo Itararé (Wilner et al., 2016; Mouro et al., 2012) mas que ainda não foram registrados na Formação Rio Bonito ou no Grupo Guatá como um todo. Conodontes são definidos como aparelhos mandibulares de vertebrados primitivos, de ambiente exclusivamente marinho, sendo essenciais para a bioestratigrafia do Paleozoico Superior (Purnell et al. 1995; Sweet 1988). Já as espículas de esponjas representam componentes microscópicos de poríferos, e são compostas por sílica, calcário ou espongina (Uriz, et al. 2003; Flügel, 2004). Outro grupo de microfóssil relevante são os radiolários, já registrado para o Grupo Dwyka, Bacia do Karoo, na Namíbia, Martin e Wilczewski (1970) apud Pickford (1995). Eles são organismos unicelulares e exclusivamente marinhos que apresentam um endoesqueleto silicoso formado por vários apêndices e esferas concêntricas (Armstrong e Brasier, 2005). A ocorrência do grupo vai do Cambriano Médio ao recente, com o ápice de diversidade no Paleozoico, e são considerados importantes ferramentas para estudos paleoambientais, paleoecológicos e bioestratigráficos (Flügel, 2004).

Material e Métodos A realização do trabalho envolverá diferentes métodos que englobam coleta de amostras com controle estratigráfico, descrição de litofácies, recuperação e triagem dos microfósseis e a análise destes. Os métodos e a ordem dos eventos estão demonstrados abaixo (Figura 2):

Figura 2 – Fluxograma com as etapas e os métodos a serem empregados.

A coleta de amostras será realizada com minucioso controle estratigráfico, através da elaboração de perfis verticais e descrição de fácies, de acordo com os procedimentos de coleta de Green (2001). Para a recuperação dos microfósseis prevê-se o ataque das amostras coletadas por mais de um tipo de reagente, de modo a visar a recuperação do maior número possível de microfósseis, pois, dependendo do litotipo e da constituição do microfóssil, um método pode ser mais efetivo do que outro (Thomas e Murney, 1985; Green, 2001). Posteriormente as amostras já desagregadas, serão processadas em peneiras com abertura de malhas de 700 µm a 50 µm. Após o peneiramento, o sedimento retido nas peneiras será triado com auxílio de microscópio estereoscópico, com o objetivo de recuperar microfósseis. Também está prevista a confecção de lâminas petrográficas para observação dos microfósseis in situ na matriz da rocha, de forma a descrever em termos de microfácies (Flügel, 2004). Ademais, após a triagem dos microfósseis, prevê-se a separação de alguns espécimes para a realização de Microscopia Eletrônica de Varredura (MEV) para a geração de imagens e melhor caracterização da morfologia. Posteriormente, todos os dados obtidos de microfósseis, como identificação dos grupos de microfósseis recuperados e as microfácies descritas, serão analisados e distribuídos nos perfis verticais conforme a posição do nível estratigráfico em que foram coletados. O cruzamento dos dados micropaleontológicos e litoestratigráficos será realizado para obter interpretações paleoambientais e bioestratigráficas.

Resultados esperados Com o trabalho espera-se identificar a assembleia microfossilífera do intervalo estudado. E, a partir da análise dos microfósseis integrados com os macrofósseis e informações litoestratigráficas, auxiliar no refinamento das interpretações paleoambientais e suas possíveis implicações cronoestratigráficas para o intervalo de estudo.

Atividades Futuras O trabalho será realizado por meio de duas etapas de trabalho de campo para a coleta de amostras e identificação dos macrofósseis e coleta de dados litoestratigráficos. A primeira etapa de campo será realizada em julho de 2019 e a segunda em fevereiro de 2020. As etapas, juntamente com os métodos e técnicas vindouras estão detalhadas no cronograma abaixo (Quadro 1):

Quadro 1 – Cronograma estabelecido para a execução do projeto. 2019 2020 2021 Mês Atividade A M J J A S O N D J F M A M J J A S O N D J F M

Revisão bibliográfica

Campo

Preparação das amostras

Realização das análises

Análise e interpretação ‘

Redação do artigo

Qualificação

Revisão

Entrega

Defesa

Agradecimentos Agradecimentos aos colegas do LABPALEO (UFPR) que participaram da construção do projeto que possibilitou a elaboração deste trabalho. Conjuntamente, agradecimentos à CAPES pelo financiamento da pesquisa por meio da concessão de bolsa de estudo e ao Programa de Pós- Graduação em Geologia da UFPR pela oportunidade de desenvolvimento da pesquisa.

Referências Armstrong H.A., Brasier M.D. 2005. Microfossils. Blackwell Publishing, Oxford, 296p. Cagliari J., Philipp R.P., Valdez B.V., Netto R.G., Hillebrand P., Lopes C.R., Basei M.A.S., Faccini U.F. 2016. Age constraints of the glaciation in the Paraná Basin: evidence from new U–Pb dates. Journal of the Geological Society, 173: 871-874. Daemon R.F., Quadros L.P. 1970. Bioestratigrafia do Neopaleozóico da Bacia do Paraná. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 24, Brasília. Anais, p. 359-412. Flügel E. 2004. Microfacies of Carbonate Rocks: Analysis, Interpretation and Application. Springer Science & Business Media, Nova Iorque, 976p. França A.B., Caldas A.F.F.D. 1983. Diferenciação e evolução dos sistemas deltaicos na parte superior do Grupo Tubarão, Bacia do Paraná. Revista Brasileira de Geociências, 13: 56-68. Gordon Jr. 1947. Classificação das formações gondwânicas do Paraná, Santa Catarina e Rio Grande do Sul. Notas Preliminares e Estudos, DNPM/DGM, Rio de Janeiro, 38: 1-20. 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Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado Data do Exame de Qualificação: (06/2020) Título original do Projeto de Pesquisa: Microfósseis da Formação Rio Bonito, Bacia do Paraná (Eopermiano), em Santa Catarina Data de ingresso na Pós-Graduação: 04/2019; Área de Concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: Análise de Bacias Sedimentares; Bolsista CAPES/DS. 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

História tectono-evolutiva da Bacia de Campo Alegre (SC)

Renata Ribas Zanella [email protected] Barbara Trzaskos (DEGEOL/UFPR) Luís Gustavo de Castro (PPGG/UFPR); Eleonora Maria Gouvêa Vasconcellos (DEGEOL/UFPR)

Palavras-chave: modelagem gravimétrica; análise estrutural; rift ortogonal

Introdução As denominadas bacias do estágio de transição (Teixeira et al., 2004) da Plataforma Sul-Americana foram alvo de diversos estudos por representarem os processos finais do Ciclo Brasiliano, no Neoproterozoico, associadas a períodos de estabilização da crosta, ocorridos após os eventos de colisão entre os terrenos Curitiba e Luiz Alves. Reconhecer os processos envolvidos no desenvolvimento destas bacias é importante para o entendimento dos estágios finais da unificação do Gondwana e os eventos vulcânicos, sedimentares e tectônicos decorrentes deste processo. A definição das bacias e suas estratigrafias foram inicialmente propostas pelos trabalhos da Comissão da Carta Geológica (Fuck et al, 1967). Na porção sudoeste do Cinturão Ribeira, destaca-se a bacia de Campo Alegre (SC), desenvolvida em terrenos tectônicos pré-cambrianos (Fig. 1). Esta bacia apresenta geometria ligeiramente diferente das outras bacias de estágio de transição, sendo alongada na direção NW-SE. Este trabalho tem como objetivo determinar o arcabouço estrutural e os estilos tectônicos associados ao desenvolvimento e deformação desta bacia através de estudo detalhado do arcabouço estrutural em correspondência com dados geofísicos.

Figura 1. Contexto geológico simplificado do Cinturão Ribeira Sul nos estados de São Paulo, Paraná e Santa Catarina. Compilado de Basei et al., 1990; Siga Jr., 1995; Cury, 2009. ZCMP: Zona de Cisalhamento Mandirituba- Piraquara; ZCPT: Zona de Cisalhamento Piên-Tijucas; ZCRPSR: Zona de Cisalhamento Rio Palmital-Serrinha; FRN: Rio Negro; ZCAS: Zona de Cisalhamento Alexandra; ZCPL: Zona de Cisalhamento Palmital; ZCGN: Zona de Cisalhamento Guaricana. a) Bacia do Guaratubinha; b) Bacia de Campo Alegre; c) Bacia de Corupá.

Contexto Geológico A Bacia de Campo Alegre é uma das maiores bacias do estágio de transição do sul do Brasil. Localizada no norte do Estado de Santa Catarina, cobre área de aproximadamente 500 km2 (Almeida 1949; Ebert 1971; Daitx & Carvalho 1981). Os mapas geológicos desta região mostram a bacia alongada na direção noroeste, perpendicular às grandes estruturas do embasamento. Assenta-se sobre ortognaisses granulíticos bandados a maciços do Complexo Granulítico de Santa Catarina (Basei et al., 1992, 1998a, b; Siga Jr. et al., 1993; Heilbron et al., 2004; Faleiros et al., 2011). A sucessão estratigráfica da bacia foi alvo de estudo de diversos autores, que subdividiram seu preenchimento em até 8 formações e 2 grupos (e.g. Daitx & Carvalho, 1980; Waichel, 1998; Citroni, 1998; Citroni et al., 2001). A proposta mais recente, e mais simplificada, divide a bacia em três formações (Tomiolo e Souza 2015). Nessa proposta são encontrados os conglomerados polimíticos na base da sucessão estratigráfica, e ao longo das bordas da bacia, com gradação ascendente para arenitos arcoseanos e siltitos, pertencentes á Formação Bateias. Na sequência ocorrem as rochas vulcânicas básicas e ácidas da Formação Campo Alegre, com andesitos e basaltos intercalados a vulcanoclásticas ácidas, ignimbritos e rochas sedimentares de pouca espessura, sendo que os termos ácidos predominam na parte superior do pacote. No topo são observadas intercalações de rochas epiclásticas, pelíticas e ignimbríticas, cobertas por derrames riolíticos da Formação Rio Turvo.

Material e Métodos O banco de dados deste estudo inclui dados litológicos e estruturais de campo, geofísica (aérea e terrestre) e modelos digitais de elevação. Os dados aerogeofísicos utilizados são provenientes do "Projeto Aerogeofísico Paraná - Santa Catarina" (CPRM, 2011). O campo magnético anômalo total foi reduzido ao polo (Spector & Grant, 1970; Blum, 1999) utilizando dados de inclinação (18.5172º) e declinação (-35.5759º) do campo magnético no data média do levantamento (Outubro, 2010), obtidos no site da National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) e foram aplicados métodos de realce, com ênfase para Inclinação do Sinal Analítico (Miller & Sing, 1994) e Inclinação do Sinal Analítico do gradiente horizontal total (Ferreira et al., 2013). Além disso, para interpretar o arcabouço estrutural da bacia e a interface bacia-embasamento foi adquirido um perfil gravimétrico terrestre de direção sudoeste-nordeste, ao longo de transecta perpendicular aos contatos internos mapeados da bacia e desta com o embasamento. As estações de medição iniciaram-se a 3 km do contato bacia- embasamento, espaçadas de 500 m e 300 m. O perfil de anomalia residual gerado pela superfície polinomial de quarto grau, com espaço de amostragem de 100 m forneceu a base para modelagem 2D.

Resultados Aeromagnetometria A Bacia de Campo Alegre apresenta anomalias fortemente positivas concentradas na porção centro- norte da bacia, enquanto a parte sul reflete essencialmente anomalias negativas, configurando a assinatura magnética assimétrica da bacia. As duas zonas magnéticas são divididas por um conjunto de anomalias positivas (Fig. 2F - 7). A sobreposição dos mapas complementares ISA e ISA-GHT permitiu a identificação de outras anomalias positivas e negativas. Entre as anomalias positivas destacam-se o lineamento N30E no limite norte da bacia (Fig. 2F - 2), lineamento N20W na fronteira oeste (Fig. 2F - 3), lineamento N15E (Fig. 2F - 6) e conjunto de lineamentos N60E (Fig. 2F - 7), que separam as porções da bacia com assinaturas magnéticas distintas. Existem dois lineamentos negativos significativos. O N70E é um lineamento negativo contínuo (Fig. 2F - 5), observado ao longo da extensão norte da bacia, da borda oeste para a borda leste, onde é cortado pela anomalia positiva N45W (Fig 2F - 8). O outro lineamento negativo é observado ao norte dessa estrutura, apresentando direção N80W (Fig. 2F - 4). Aparenta estar limitado pelo lineamento positivo N30E (Fig. 2F - 2) e pelo negativo (Fig. 2F - 5). Modelagem gravimétrica O perfil de anomalia Bouguer compreende anomalias positivas e valores que variam de 31,2 a 36,5 mGal (Fig. 2H). Os maiores valores são observados na borda sudoeste da bacia e os menores, na borda nordeste. O perfil da anomalia residual de quarta ordem apresenta valores positivos e negativos (de -1,02 a 0,89 mGal). São identificadas três regiões de altos gravimétricos intercalados com duas regiões marcadas por valores menores (Fig 2H). O mapa de anomalia residual foi então gerado e sobreposto ao traçado litológico da bacia para a modelagem gravimétrica. O modelo do arcabouço bacia-embasamento foi gerado considerando-se a topografia da região e uma fina camada de solo foi adicionada por se tratar de uma modelagem de região rasa. Com base no modelo, pode-se inferir que a Bacia do Campo Alegre possui um arcabouço estrutural relacionado ao sistema rift, com desenvolvimento de falhas normais com mergulhos para o interior da bacia (Fig. 2I - J). Figura 2. Mapas aeromagnéticos e de gravimetria terrestre da Bacia de Campo Alegre (ver texto). (A) Campo magnético anômalo; (B) Campo magnético anômalo reduzido ao polo; (C) Campo magnético anômalo reduzido ao polo continuado a 500 m; (D) Inclinação do Sinal Analítico; (E) Inclinação do Sinal Analítico do gradiente horizontal total; (E) Lineamentos magnéticos interpretados; (F) Lineamentos magnéticos interpretados. G) Localização na bacia do perfil levantado; (H). Perfis das anomalias gravimétricas: Anomalia Bouguer (em magenta) e residual de quarta ordem (em azul); (I) Correlação entre curva da anomalia observada residual de quarta ordem com a curva da anomalia calculada resultante da modelagem; (J) Modelo gravimétrico da interface bacia-embasamento.

Análise estrutural O registro estrutural observado na Bacia do Campo Alegre é predominantemente rúptil. Ocorrências de deformação dúctil são encontradas na proximidade de falhas que afetam a sequência estratigráfica basal. Falhas normais são as estruturas comuns na bacia, sendo observadas em ampla gama de orientações. As estruturas de direção NE e EW são predominantemente falhas normais, com componente dextral indicado estrias e steps. O mesmo é observado nas estruturas de direção NW e NS, mas essas estruturas apresentam maior componente sinistral predominante. A bacia apresenta um sistema de falhas normais N70E bem marcado, localizado aproximadamente no meio da bacia, que a separa em duas partes. A porção norte é mais expressiva em área e exibe padrão estrutural em mapas de relevo sombreado caracterizado principalmente por estruturas de direção NW, enquanto a porção sul exibe menor controle estrutural e padrão de estruturas NE. A bacia apresenta outra assimetria estrutural expressa pela maior intensidade de falhas na borda leste em relação à borda oeste e pela presença de dobras e camadas verticais de rochas pelíticas observadas apenas na borda leste. A análise dinâmica de 98 planos de faltas com indicadores cinemáticos resultou no reconhecimento de 3 eventos tectônicos relacionados à instalação e deformação da Bacia do Campo Alegre. Durante o primeiro evento (E1), ação combinada dos tensores distensionais, resultou na geração de falhas normais de direção N45-80W e N60-80E, localmente com componente dextral (Fig, 3 - A). Ao segundo evento está associado o desenvolvimento de falhas normais de direção EW com componente transtensivo e falhas transcorrentes dextrais ENE-WSW em tectônica distensiva (Fig. 3 - B). Já o terceiro evento é caracterizado como compressional, com geração e reativação de falhas NNW e EW como transcorrentes dextrais e sinistrais (Fig. 3 - C). Neste evento falhas normais originadas no E1 foram reativadas como inversas.

Figura 3. Diagramas estruturais para cada evento tectônico que afetou a Bacia de Campo Alegre, baseados em 98 planos de falha com indicadores cinemáticos. A) E1 distensional B) E2 distensional; C) E3 compressivo.

Discussões e Conclusões Os dados geofísicos e estruturais mostram que a Bacia de Campo Alegre apresenta importantes assimetrias geométricas, estruturais e magnéticas que permitem dividi-la em duas porções, norte e sul. Com base nessas características é possível interpretar sua história evolutiva. A nucleação da Bacia de Campo Alegre se deu em tectônica distensiva, com a formação de sistemas de riftes ortogonais, controlados pela estruturação NW-SE e NE-SW das rochas do embasamento (Machiavelli et al. 1993; Harara 1993). Essa configuração é apoiada pelo modelo geológico-gravimétrico, que mostra aparentes grabens e horsts dispostos de maneira relativamente simétrica e infere as falhas normais NW-SE como possíveis precursores da bacia. O segundo evento reconhecido na bacia é reflexo da colisão do Terreno Paranaguá com os terrenos Curitiba e Luiz Alves (Cury 2009). Origina rotação dos blocos, principalmente na borda leste da bacia, com ativação de falhas transcorrentes dextrais e falhas normais EW e NS. O terceiro evento está relacionado ao intenso magmatismo ocorrido no Mesozoico, durante os estágios iniciais da abertura do Oceano Atlântico Sul. Está associado á geração de falhas transcorrentes sinistrais e dextrais e reativação de falhas normais do E1 como inversas.

Atividades Futuras As atividades subsequentes focarão na comparação dos dados litogeoquímicos disponíveis na literatura e assinaturas geoquímicas das rochas vulcânicas das bacias do Guaratubinha e de Campo Alegre. Ao final da pesquisa, estes resultados serão englobados no segundo artigo da tese junto à análise comparativa da história evolutiva das bacias de Campo Alegre e do Guaratubinha.

Agradecimentos Agradeço ao LABAP e à UFPR pela infraestrutura ofertada, ao LAMIR pelo suporte em trabalhos de campo e análises de densidade. Ao Laboratório de Geodésia aplicada à Engenharia agradeço pela disponibilização de equipamentos para a perfilagem gravimétrica. À Fundação CAPES pela bolsa de doutorado ofertada no período de Maio de 2016 a Abril de 2019. Referências Almeida, F.F.M. 1949. Novo Campo de riólitos no sul do Brasil. Miner. e Metalurgia, 14(82):101-103. Basei, M.A.S.; Citroni, S.B.; Siga Jr., O. 1998a. Stratigraphy and age of Fini-Proterozoic basins of Paraná and Santa Catarina states, southern Brazil. Boletim IG-USP. Série Científica, 29:195-216. Basei, M.A.S.; Siga Jr, O.; Reis Neto, J.M. 1990. O Batolito Paranaguá. Proposição, idade, considerações petrogenéticas e implicações tectônicas. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, Natal, 4: 1684-1699 Basei, M.A.S.; McReath, I.; Siga Jr.; O. 1998b. The Santa Catarina Granulite Complex of Southern Brazil: A Review. 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Dados Acadêmicos Modalidade: Doutorado - acima de 12 meses. Data do Exame de Qualificação: Novembro/2018. Título original do Projeto de Pesquisa: Tectônica formadora e deformadora das bacias do estágio de transição da Plataforma Sul-Americana: Castro-PR, Camarinha-PR e Campo Alegre-PR. Data de ingresso no programa: Abril de 2016; Área de concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: Análise de Bacias Sedimentares. Possui bolsa: Não. 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

VARIAÇÕES DE TEMPERATURA DA SUPERFÍCIE DO MAR NO OCEANO ATLÂNTICO SUL E SEU REFLEXO NA OCORRÊNCIA DE MOVIMENTOS DE MASSA NA BACIA HIDROGRÁFICA DO RIO SAGRADO, MORRETES/PR, BRASIL

Samuel Saldanha Sarmento [email protected] Orientadora: Drª. Maria Cristina de Souza (Programa de Pós-Graduação/Laboratório de Estudos Costeiros/UFPR)

Palavras-chave: Movimentos de massa, mudanças climáticas e estabilidade de encostas.

Introdução

A região próxima ao município paranaense de Morretes, situado no contexto geomorfológico da Serra do Mar, foi atingida com movimentos gravitacionais de massas simultâneos altamente destrutivos no ano de 2011, resultando na perda de vidas humanas. Contudo, em Morretes segundo a Defesa Civil do Estado do Paraná foram registrados sete deslizamentos atingindo cerca de duas mil pessoas nos últimos dez anos, felizmente sem vítimas fatais. Em consoante ao exposto, conhecer os agentes ou fatores que desencadeiam os movimentos de massas torna-se imprescindível, assim Zuquette (2015) realiza uma divisão entre dois grupos: os agentes preparatórios ou condicionantes, e os agentes efetivos ou desencadeadores. Ressalta-se que ambos sucedem de forma natural ou como resultado das atividades antrópicas.

O grupo dos agentes condicionantes é formado pela geologia, morfologia e condições ambientais, correspondendo assim as características do meio físico como: litologia, estrutura, declividade, clima, regime anual de chuvas, dentre outros. Quanto ao grupo dos agentes desencadeadores estão presentes os fatores responsáveis imediatos pela ocorrência dos movimentos de massas, incluindo por exemplo o gelo, a neve, o vento, os terremotos, as erupções vulcânicas, e outros. No entanto, existem dois elementos que podem corresponder igualmente aos agentes condicionantes e efetivos, são eles a vegetação e a água (Zuquette, 2015).

Ainda segundo Zuquette (2015), a relação entre a precipitação e o desencadeamento de movimentos gravitacionais subaéreos é direta. Pesquisas em diferentes zonas do globo terrestre demonstram essa conexão com a ocorrência dos movimentos de massas, seja por precipitação total em um determinado período ou pela intensidade e tempo de duração das chuvadas.

Partindo desses dados, princípios e premissas anteriormente abordados, compreender de fato as interações ambientais que estão gerando ou agravando os movimentos de massas é fundamental para a preservação de vidas e do próprio meio ambiente. Assim, acredita-se que um ponto chave para conhecer melhor o problema encontra-se nas mudanças climáticas derivadas das variações de temperatura da superfície do mar (TSM), uma vez que os oceanos em geral interferem diretamente no clima global.

Em razão disso, considera-se incialmente que devido à proximidade com a área de estudo a TSM na costa paranaense, pertencente ao Oceano Atlântico Sul, possa ser a responsável pela modificação dos padrões de precipitação local, consequentemente ocasionando os escorregamentos. Ou seja, a hipótese inicial é que as alterações da TSM estejam exercendo influência direta nos eventos climáticos do litoral paranaense, resultando em interferência no regime de chuvas local e por consequência desencadeando os movimentos de massas. No entanto, pela existência de diversos mecanismos e fenômenos climáticos que possam vir a afetar a área de estudo, outras variações de TSM em locais distintos ao longo do globo terrestre também serão consideradas nesta pesquisa à medida que o conhecimento do funcionamento climático local evoluir.

Logo, o objetivo desta pesquisa é justamente avaliar a influência, ou não, da TSM com a precipitação na região de estudo, sendo inicialmente considerada a TSM no Oceano Atlântico Sul, e posteriormente, com o detalhamento e melhor entendimento da dinâmica climática atuante na Bacia Hidrográfica do Rio Sagrado, associar as variações da TSM relevantes de outras localidades. Na busca pelo atendimento a esse objetivo é necessário seguir uma linha de procedimentos traduzida nos seguintes objetivos específicos: conhecer as características do clima e do meio físico local; obter e defrontar os registros dos eventos climáticos, deslizamentos e precipitação no município de Morretes; e relacionar consequentemente todos esses dados com a TSM.

Quanto as circunstâncias físicas que envolvem a Bacia Hidrográfica do Rio Sagrado, ressalta-se a presença de declividades acentuadas superiores a 30% (Kleina, 2016) associadas ao cenário da Serra do Mar, como observado na Figura 1, além da ocorrência de diversas estruturas geológicas. Na Figura 1 também é possível observar um registro fotográfico de escorregamento recente no município de Paranaguá divisa com Morretes, e a localização dos pontos de deslizamentos mapeados em 2014 pelo Serviço Geológico do Paraná (MINEROPAR) em projeto de identificação das áreas de risco. Atualmente a instituição está integrada e denominada como Instituto de Terra, Cartografia e Geologia do Paraná (ITCG).

Figura 1: A) Mapa de localização da área de estudos e dos deslizamentos registrados pela MINEROPAR através de mapeamento em 2014. B) Movimentos de massas registrados em 2019 na Serra do Mar, Paranaguá, divisa com Morretes. Fonte: A) Google satélite; ITCG, 2019.

Portanto, a necessidade de entender em maior detalhe os elementos preparatórios ou efetivos destes fluxos gravitacionais em superfície é iminente. Comunidades locais podem ser beneficiadas diretamente com maiores informações sobre o meio em que vivem, prevenindo ou atentando-se para novos desastres.

Estado da arte

De acordo com Farah (2003) a estabilidade de uma encosta no seu estado natural está associada a três condições simultâneas principais: características geométricas, em que temos a inclinação, amplitude, declividade e perfil, este último sendo a variação da declividade da encosta ao longo de sua seção transversal; características geológicas nas quais correspondem aos tipos de solo e litologias do local; e por último o ambiente fisiográfico, em que é contemplado o clima, a cobertura vegetal e drenagens. Assim, as modificações naturais ou antrópicas em algum, ou nos três fatores citados acima, devem refletir na alteração da condição de firmamento das vertentes.

Ainda conforme Farah (2003), o clima que contempla uma parcela do ambiente fisiográfico é definido na maior parte do Brasil como tropical quente e úmido, consequentemente as chuvas acabam por exercer o papel de principal aspecto no ambiente fisiográfico e na transformação natural das encostas. A intensidade das chuvas juntamente com o seu período de duração e retenção no solo associam-se diretamente com o enfraquecimento da estabilização das encostas.

Segundo Bigg et al. (2003) os principais reguladores do sistema climático global são os oceanos, nos quais condicionam ao menos 70% da temperatura atmosférica no planeta e exercem grande importância climática. Levitus (1984) salienta que o ciclo anual da distribuição térmica dos oceanos é a variável mais relevante no sistema climático da Terra. Por conseguinte, dentre diversos fatores que regulam mundialmente o clima são os oceanos que exercem grandes influências, eles podem ser responsabilizados pelos processos de distribuição e armazenamento do calor ao longo do hemisfério norte e sul, auxiliados pelo alto calor específico da água (Pereira, 2011).

Além da temperatura no hemisfério norte e sul, os oceanos desempenham significativo papel quanto aos índices de pluviosidade tanto no continente quanto na superfície oceânica, sendo esses fatores determinantes para o clima dos países em que o Oceano Atlântico Sul margeia (Wainer et al., 2004).

Para Pezzi et al. (2016), existe atualmente uma carência quanto ao entendimento dos fenômenos relacionados ao estado do oceano e da atmosfera, sendo o resultado da falta de estudos em diversas escalas de tempo e espaço que busquem a compressão das interações entre esses componentes. No caso das regiões costeiras do sul e sudeste do Brasil, em que frentes atmosféricas atuam com frequência, o conhecimento da real influência do Oceano Atlântico Sul no tempo e clima é muito necessário. Com base nesse contexto, a TSM desempenha um importantíssimo papel no balanço da interface oceano e atmosfera, pequenas mudanças na temperatura superficial do oceano podem gerar grandes variações nos fluxos de calor e por sua vez na manutenção do clima do planeta (Pezzi et al., 2016).

Ainda existem outros eventos climáticos que geram interferências na TSM do Oceano Atlântico Sul e Sudoeste, como os fenômenos El Niño e La Niña, sendo esta relação apontada por diversos pesquisadores (Pezzi et al., 2016; Severov et al., 2013; Lentini et al., 2001). Além do mais, Campos et al. (2008) descrevem também que prováveis variações de salinidade e da TSM no Oceano Atlântico Sudoeste são geradas em decorrência das perturbações climáticas provocadas pelo fenômeno ENOS (El Ninõ Oscilação Sul).

Em um estudo realizado pela Universidade Estadual do Sudoeste da Bahia, Castro et al. (2019) fazem relações entre as variações da temperatura superficial da água do Oceano Atlântico Sul e o fenômeno climático El Niño para o período de 1950 a 2016. Neste estudo as séries históricas correspondem a dados mensais e anuais entre os anos anteriormente mencionados, sendo obtidas por intermédio do banco de dados disposto na National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA). Os valores encontrados em graus Celsius foram convertidos em anomalias adimensionais através da aplicação do método estatístico estabelecido por Galvani & Pereira (1997), em que são considerados os parâmetros referentes a média anual da temperatura, média de longo período e desvio padrão (Castro et al., 2019).

Portanto, a seguir na Figura 2 é apresenta as anomalias da TSM do Oceano Atlântico Sul para o período de 1950 a 2016, após tratamento de dados em método estatístico descrito por Galvani & Pereira (1997).

Figura 2: Registro das anomalias de temperaturas da água superficial do Oceano Atlântico Sul entre os períodos de 1950 a 2016, após tratamento estatístico estabelecido por Galvani & Pereira (1997). Fonte: Castro et al. (2019).

Materiais e Métodos

Os materiais e métodos a serem utilizados irão seguir o atendimento de importantes etapas da pesquisa, assim inicialmente é preciso realizar uma profunda busca científica e bibliográfica para a aquisição de informações e dados que possibilitem caracterizar o meio físico, além de obter os registros dos deslizamentos e da pluviosidade na área de estudo. Dentre os dados buscados nessa etapa inicial estão os mapas geológico, geomorfológico, hidrogeológico e pedológico, imagens de satélite, artigos e projetos, levantamento pluviométrico histórico na estação meteorológica de Morretes junto ao Instituto Nacional de Meteorologia (INMET), consulta a órgãos municipais e/ou estaduais como a Defesa Civil do Estado do Paraná, além da execução de atividades de campo.

Nas atividades de campo será realizado também a coleta de seis amostras de solo deformado através de sondagem por trado manual tipo holandês, sendo executadas nas encostas com registros de escorregamentos para analisar os parâmetros geológicos e geotécnicos condizentes com a retenção e comportamento da água no solo. Por conseguinte, correlações com a geometria e o posicionamento geográfico, além da suscetibilidade ao recebimento de chuvas e ventos poderão ser viabilizadas ao longo das vertentes. Em vista disso, os parâmetros a serem analisados no Laboratório de Estruturas e Materiais (LAME/UFPR) são o limite de liquidez (LL), limite de plasticidade (LP), teor de umidade natural e granulometria. Os procedimentos laboratoriais consistirão na aplicação das normas da ABNT (Associação Brasileira de Normas Técnicas) expressas pelas NBR 6457/1986, NBR 6459/2016, NBR 7180/2016 e NBR 7181/2016.

Para a identificação das variações da temperatura da água superficial do Oceano Atlântico Sul estão disponíveis dados em instituições internacionais e nacionais de pesquisa e monitoramento como: South Atlantic Meridional (SAMOC), National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA), Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de São Paulo (FAPESP), Centro de Previsão do Tempo e Estudos Climáticos (CPTEC/INPE), além de dados e informações presentes em estudos já realizados pelo Laboratório de Estudos Costeiros (LECOST) da Universidade Federal do Paraná (UFPR).

Por fim, após obtenção dos dados, registros, e resultados das análises de solo inicia-se a realização do diagnóstico comparativo entre os movimentos de massas sucedidos na região, eventos climáticos influentes e características do meio físico com as variações da temperatura da água superficial no Oceano Atlântico Sul, permitindo então identificar a relevância e interferência, ou não, da TSM nos deslizamentos, e ainda apontar os agentes condicionantes mais determinantes para a ocorrência destes fluxos gravitacionais subaéreos.

Resultados Esperados

Espera-se estabelecer, ou não, uma relação direta entre tais variações da temperatura da água superficial do Oceano Atlântico Sul com o regime pluvial local e por consequência com o desencadeamento dos movimentos de massas no alto e médio curso da Bacia Hidrográfica do Rio Sagrado. Ainda que não exista conexão entre o objeto proposto, acredita-se que será possível inferir quais seriam os agentes condicionantes determinantes para a ocorrência dos escorregamentos.

Atividades Futuras

Na sequência o prosseguimento das atividades de pesquisa, caracterização da área e aquisição de dados irá ocorrer de forma intensificada até o final de 2019, com a realização das atividades de campo incluindo amostragem de solo e execução das análises em laboratório previstas para agosto e setembro também de 2019. A dissertação e artigo científico estão em constante desenvolvimento, assim como interpretações de dados.

Referências

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Campos, E. J., Piola, A. R., Matano, R. P., & Miller, J. L. 2008. Plata: A synoptic characterization of the southwest Atlantic shelf under influence of the Plata River and Patos Lagoon outflows. Continental Shelf Research, 28(13): 1551-1555. DOI: 10.1016/j.csr.2008.03.007.

Castro, M. P., Souza, M. M. F., & Santos, J. W. B. 2019. Relações entre as temperaturas superficiais do Oceano Atlântico Sul e as variações anômalas do El Ninõ período 1950 a 2016. Revista Eletrônica de Gestão e Tecnologias Ambientais, 7(7): 37-44. ISSN Eletrônico: 2317-563X. DOI: 10.9771/gesta.v7i7.28078.

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Galvani, E., Pereira, A. R. 1997. El niño-oscilação sul (enos), quantificação e classificação de intensidade do fenômeno. In: Congresso Brasileiro de Agrometeorologia, 10, Piracicaba. Anais. Piracicaba: Sociedade Brasileira de Agrometeorologia, p. 280-282.

ITCG - Instituto de Terras, Cartografia e Geologia do Paraná. 2019. Mapeamento das áreas de risco associado a movimentos gravitacionais de massa na Bacia Hidrográfica do Rio Sagrado município de Morretes-PR. Paraná, Serviço Geológico do Paraná. 2014. Disponível em: http://www.mineropar.pr. gov.br/modules/conteudo/cont eudo.php?conteudo=154#main-content. Acesso em: 03/05/2019.

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Pezzi, L. P., de Souza, R. B., & Quadro, M. F. L. 2016. Uma revisão dos processos de interação oceano-atmosfera em regiões de intenso gradiente termal do oceano atlântico sul baseada em dados observacionais. Revista Brasileira de Meteorologia, 31(4), 428-453. DOI: 10.1590/0102-778631231420150032

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Wainer, I., Taschetto, A., Otto-Bliesner, B., & Brady, E. 2004. A numerical study of the impact of greenhouse gases on the South Atlantic Ocean climatology. Climatic Change, 66(1-2): 163-189. DOI 10.1023/B:CLIM.00000431 43.32099.ec.

Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado. Data do Exame de Qualificação: (junho/2020). Título original do Projeto de Pesquisa: Avaliação das variações de temperatura da água superficial do Oceano Atlântico Sul, e seu reflexo na ocorrência de deslizamentos na Bacia Hidrográfica do Rio Sagrado, Morretes, Paraná, Brasil. Data de ingresso na Pós-Graduação: abril/2019; Geologia ambiental; Evolução, dinâmica e recursos costeiros. Possui bolsa: Não. 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Strain geometry effects on quartz petrofabrics and microstructures: A study based on deformed conglomerates from the Scandinavian Caledonides, preliminary results

Jaensch, S. E. [email protected] Advisor: Leonardo E. Lagoeiro (Departamento de Geologia/Universidade Federal do Paraná) Co-advisors: Haakon Fossen (Museum of Natural History, University of Bergen, Norway) and Geane Carolina G. Cavalcante (Departamento de Geologia/Universidade Federal do Paraná)

Keywords: EBSD, quartz, CPO

Introduction Quartz deformation microstructures are widely applied in order to interpret deformation conditions in the most variable scenarios throughout the crust (Stipp et al., 2002; Bürgman and Dresen, 2008). Studies on quartz deformation mechanisms and their respective microstructures based on naturally deformed rocks usually consider the variation of temperature, strain rate and intensity in order to determine the constraints of each deformation regime (e.g. Stipp et al., 2002; Xia and Platt, 2018). Classical studies with numerical modelling of quartz crystallographic preferred orientation (CPO) show that the strain geometry has an important role in determining the final CPO pattern (e.g. Lister and Hobbs, 1980; Takeshita et al., 1999), which is reaffirmed by experimental deformation data (e.g. Schmid and Casey, 1986; Law, 1986). Although it has been studied for more than four decades, the influence of strain geometry changes on CPO geometry in naturally deformed rocks is poorly documented. In order to evaluate the correlation between the variation of the strain ellipsoid geometry with different CPO distributions and respective deformation mechanisms, quartz-rich metaconglomerates from the Rundemanen Formation (Bergen, Norway) were selected (Figure 1). These rocks were deformed under greenschist facies during the Caledonian orogeny and, at a fold at the Sandvikshytten locality, a variation in strain geometry from oblate to prolate is observed (Fossen, 1988; Holst and Fossen, 1987). An attempt to carry out an evaluation of the Sandvikshytten quartz CPO was done by Sylvester and Janecky (1988) based on universal stage measurements, but this data did not show any liable concentration of crystallographic orientations. Preliminary Electron Backscatter Diffraction (EBSD) data analysis shows that a better resolution dataset is able to characterize the uniform deformation conditions of the analysed locations and detect different CPO throughout the variation of strain geometry within the structure. The proper characterization of this influence might allow the future application of CPO analysis for the comprehension of the deformation history of bigger structures where the strain is not well understood. Geological Context The geology of the Bergen region is represented essentially by the Bergen Arcs, which are a series of juxtaposed nappes with deformation mainly related to the Caledonian Orogeny (Corfu et al., 2014; Fossen and Ragnhildstveit, 2008). The Blåmanen Nappe is enclosed within the Minor and Major arcs and contains a Meso-Proterozoic migmatite complex, the Ulriken Gneiss Complex (UGC), and a deformed Neoproterozoic sedimentary cover, the Rundemanen Formation (Fossen, 1988; Fossen and Ragnhildstveit, 2008) (Figure 1a). The greenschist facies deformation that affected the Blåmanen Nappe is constrained by a white mica Ar/Ar age at 411 ± 1 Ma from the Rundemanen Formation (Fossen and Dunlap, 1998), which corresponds to the main collisional phase of the orogeny (Fossen, 1988). At the Sandvikshytten locality, the Rundemanen Formation is represented by a metaconglomerate with clasts of hydrothermal and metamorphic quartz and a matrix mainly composed of quartz and muscovite (Fossen, 1988). The metasedimentary unit defines a ~500 m fold with a NW-SE striking axial plane and its northern limit defined by a sheared surface (Holst and Fossen, 1987; Fossen and Ragnhildstveit, 2008) (Figure 1b). Strain within the fold varies strongly from its limbs to hinges, while the strain axes orientations do not show any important variation according to Holst and Fossen (1987). These authors based their strain interpretations on shape and orientation of clasts and characterized three strain geometry groups with oblate, intermediate and prolate ellipsoids (Table 1). Universal stage measurements of quartz crystallographic orientations were evaluated by Sylvester and Janecky (1987), but the data did not show any strong CPO. Evaluation of limited data generated from EBSD analysis was carried out by Jaensch (2017), who showed that strong quartz preferred orientation occurs in the conglomerate and that the variation in strain geometry seems to be linked with the variation in CPO pattern as predicted by Lister and Hobbs (1980).

Figure 1. Location of the studied area. (a) Regional tectonic setting and location of the Sandvikshytten locality (adapted from Fossen et al., 2008). (b) Geologic map of the Sandvikshytten Fold with sampling localities (adapted from Holst and Fossen, 1987; Fossen and Rangnhildstveit, 2008). Materials and methods Petrographic descriptions were carried out on 10 thin sections from samples with locations shown in Figure 1b, with the selection of 14 areas for further analysis. Data on crystallographic orientations were acquired from automatically indexed EBSD patterns collected on a Tescan Mira3 LM Field Emission Gun Scanning Electron Microscope, equipped with a NordlysNano EBSD detector, at the LACTEC Institute - Universidade Federal do Paraná (Brazil). EBSD data was cleaned with the exclusion of wild spikes and interpolation of poor constrained regions using HKL CHANNEL5 software. Crystallographic texture analysis was carried out based on the processed data using the MTex toolbox in Matlab and the HKL CHANNEL5 programs. Routines that were performed in order to evaluate the petrofabrics include plotting of pole figures (PF) and inverse pole figures (IPF); grain size and misorientation angles statistical evaluation; and calculation of J index (Bunge, 1982) and M index (Skemer et al., 2005). Grains were detected considering a critical misorientation angle of 10° (Shigematsu et al., 2006; Bachmann et al., 2011). Recrystallized fraction characterization and calculation of the quartz grain size piezometer followed the parameters described by Cross et al. (2017). Geometric parameters for PF characterization were based on the method presented by Hunter et al. (2018). Strain analysis data for correlation with the EBSD data was gathered from the work of Holst and Fossen (1987), which has strain information from the same localities that were analysed in this work. Results Samples Description The studied samples have an average modal composition within clasts of 95% quartz and 5% muscovite and within matrix of 70% quartz, 20% K-feldspar and 10% muscovite. At optical microscopy observation, quartz contacts are sutured and crystals often characterise a shape preferred orientation (SPO) oblique to the general foliation defined in the matrix by the softer phases SPO. Crystals always show strong undulose extinction and frequent population of smaller grains at the borders of deformed ones. EBSD Data Analysis Grain size analysis shows the prevalence of quartz grains with an equivalent diameter smaller than 20 µm in contrast with the low occurrence of grains larger than 50 µm. Grain size root mean square (RMS) values of the recrystallized fraction vary from 8.6 μm to 12.7 μm, while RMS values for the relict fraction (substructured and deformed) vary from 35.8 μm to 144.2 μm (Figure 2a). Differential stress (σD) values calculated from the recrystallized grain size yields values from 98.04 MPa to 112.58 MPa, with an average of 108.99 MPa (Table 1). Misorientation angle histograms show a higher occurrence of low angle boundaries (less than 15°) than expected for a random distribution while angles greater than 15° occur less frequently than the theoretical uniform distribution (Figure 2b). Within all samples, the peak of misorientation angles at around 60° is evident, indicating a penetrative occurrence of the quartz Dauphiné twinning in these rocks. The PF distributions of the quartz axis describe in general a broad asymmetrical single girdle with an average symmetry value (S) of 0.29 and an average obliquity angle (α) of 20° (Figure 2d). Crossed girdles (type I) are only observed within samples 10 and 16.1, which have opening angles of 13° and 63°, respectively. Density maxima of axis distributions are typical on the borders of the PFs, but maxima in the centre of the quadrants are also common. The prismatic planes describe an XY girdle rotated around the Y-axis with the same obliquity and in the same direction of the axis girdle. IPF show the preferred orientation of {m} planes along the X-axis, while there is a usual alignment of rhombohedral {π} planes accompanied by the basal ones along the Z-axis. The observed CPO patterns indicate the activation of the {π} and {π’} slip systems within almost all the samples (exceptions for samples 7.1 and 8) with the basal being the second most common activated system. The J index values vary from 1.95 to 10.13, while M index values range from 0.07 to 0.24. A summary of the identified slip systems and fabric strength indexes is presented in Table 1. Table 1 – Summary of samples and respective strain geometry (Holst and Fossen, 1987), slip systems and differential stress values. Symbols for the slip systems indicate the strength of their representation within PF and IPF: - -, very weak densities; -, weak densities; +, strong densities; + +, very strong densities. Slip System Indexes Strain Rock Differential Sample J M Stress Geometry Domain {c} {m} {r} {z} {π} {π’} index index (MPa) 2 Clast - Fine + ++ + 3.38 0.13 107.57 Clast - 5.1 Coarse - + 3.73 0.12 98.04 Flattening 5.2 Clast ++ + 2.79 0.10 101.60 16.1 Matrix - - 1.95 0.05 102.88 16.2 Clast ++ + + 3.36 0.15 100.83 6 Clast + + + - + 3.94 0.12 109.11 7.1 Clast ++ 9.70 0.18 104.52 Matrix + 7.2 5.28 0.15 98.27 Plane Porphyroblast + + + 7.3 Clast - - + 3.64 0.09 98.65 8 Clast ++ 4.53 0.15 99.84 10 Clast + + - - 4.53 0.15 114.62 11 Clast + 10.13 0.24 108.89 Constriction 12 Clast - + 3.29 0.11 109.11 Clast and 15 Matrix + + 2.86 0.07 112.58 Discussion

The calculated σD values do not show any strong variation, endorsing the proposal of concomitant origin for all strain geometries spectrum observed. High stresses within the sample space do not correlate with relict grain size variation in clasts, indicating that a stress partitioning does not occur due to the protolith original size of crystals. Although there is a higher proportion of second phases in the matrix, it does not seem to reduce the affecting stress on quartz crystals. Therefore the environmental conditions for all samples deformation seem to be uniform. Dynamic recrystallization is controlled by subgrain rotation (SGR) and bulging in all samples. Relative high frequencies of low misorientation angles are described as a result of SGR (Neumann, 2000), which agrees with our data. Evidence of bulging is observed by the population of recrystallized small crystals at the borders of substructured grains, (i.e., grains formed by subgrains) (Figure 2a). The comparison of calculated σD with the expected temperature for these mechanisms (350°C – 400°C) indicate that the quartz deformation occurs at the limit between dislocation glide and dislocation creep (Rutter et al. 1976). The activation of the rhombohedral {π} slip systems associated with the pervasive occurrence of the Dauphiné twinning in all analysed samples accords with the suggestions of the mechanical formation of this twinning as a mechanism of quartz weakening during deformation (Menegon et al., 2010). This same aspect also justifies the lack of dominance of the basal system, which was expected to be the most dominant for the interpreted deformation temperature. The occurrence of slip systems that require a higher critical resolved shear stress ({r} and {z}) is not related to either relict grain size or second phases content. The activation of these systems in some samples is therefore suggested to occur only due to crystals original orientation in relation to the applied stress associated with heterogeneous freedom to rigid grain rotation.

Figure 2. Example of standard results of analysed samples. Data from sample 5.1. (a) Map of recrystallized and relict phases. (b) Misorientation angle histogram. (c) Inversed pole figure coloured map. (d) Inverse pole figures. (e) Pole figures. Equal area, upper hemisphere stereographic projections. Densities expressed as multiples of uniform distribution (mud). Final remarks and future activities Preliminary analysis of EBSD data indicates that the mechanisms of quartz dynamic recrystallization active during deformation were the SGR and bulging. This, therefore, indicates a temperature of about 350°C, which combined with the average σD value of 108.99 MPa, indicates the deformation of quartz at the limit between dislocation creep and dislocation glide. Characterization of slip systems showed the overall activation of the {π} slip system, which was suggested to be linked to the mechanical generation of Dauphiné twins and therefore general rock weakening. Future activities that should be developed in order to conclude the research include geometrical analysis of CPO in comparison of the strain geometry variation, analysis of rotation axis and evaluation of 3D orientation distribution functions. Acknowledgements We are grateful to the Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior – CAPES for the master scholarship; to the Programa de Pós-Graduação em Geologia – PPGGeol/UFPR for the structure to develop this research; to the Laboratório de Análise de Minerais e Rochas – LAMIR/UFPR and the Centro de Microscopia Eletrônica – CME/UFPR for the thin sections preparation; and to the Institutos LACTEC for the acquisition of EBSD data. References Bachmann, F., Hielscher, R. Schaeben, H. 2011. Grain detection from 2d and 3d EBSD data – Specification of the MTEX algorithm. Ultramicroscopy, 111(12):1720-1733. Bunge, H. J. 1982. Texture analysis in materials science: mathematical models. 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Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado – Qualificação; Data do Exame de Qualificação: 06/2019; Título original do Projeto de Pesquisa: Efeitos da variação do strain tridimensional na trama microcristalina em metaconglomerados; Data de ingresso na Pós-Graduação: 04/2018; Área de Concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: Evolução Crustal; Possui bolsa: Sim, CAPES-DS. 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

ARQUITETURA DEPOSICIONAL E CRONOLOGIA DAS BARREIRAS PLEISTOCÊNICAS PARANAENSES

Shaiely Fernandes dos Santos E-mail: [email protected] Orientador(a): Maria Cristina de Souza (Departamento de Geologia/Universidade Federal do Paraná)

Palavras-chave: sistema barreira II, luminescência opticamente estimulada, georadar.

Introdução As barreiras costeiras são formadas em todo o mundo, onde as topografias são, geralmente, mais suaves e há ocorrência de grande aporte sedimentar. A sua principal definição é uma estrutura paralela à costa, formada pela oscilação do nível do mar junto a ações de ondas, marés e ventos, acarretando na acumulação de areia, cascalho, conchas e pequena quantidade de matéria orgânica (Curray et al., 1969; Boyd et al., 1992; Hesp & Short, 1999; Dillenburg & Hesp, 2009). Segundo Otvos (2012) essas feições representam 15% do total das linhas de costa do mundo. Os sistemas de barreiras, presentes na costa leste do Brasil, formaram-se durante a evolução das planícies costeiras no período Quaternário. Vários autores abordaram este tema, entre eles, Bigarella (1965), Barbosa et al. (1986), Villwock et al. (1986), Angulo (2004), Tessler & Goya (2005), Dominguez (2009), Fernandez & Rocha (2015). O registro mais completo da evolução de barreiras é encontrado na planície costeira do Rio Grande do Sul. Nesta, foram identificados durante o Quaternário, quatro ciclos transgressivos- regressivos conhecidos como sistema barreira I, II, III e IV (Villwock et al., 1986; Rosa, 2012). Martin et al. (1988), Angulo (1992), Lessa et al. (2000) e Souza (2005) inferiram a planície costeira do Paraná como correspondente a pelo menos dois eventos transgressivos-regressivos, um de idade pleistocênica (~120 a 125 ka) e outro de idade holocênica (~6 ka). Estes dois eventos são titulados sistema barreira III e IV, respectivamente, segundo Tomazelli & Villwock (2005). Todavia, Lessa et al. (2000) relatam que existem poucos dados que descrevem as barreiras do Pleistoceno em Paranaguá e Superagui, assim não pode ser descartada a hipótese de conter mais de um sistema de barreira remetente a esta época. Evidências da existência de um terceiro sistema, que poderia corresponder à barreira do sistema II (~200 ka), descrita no estado do Rio Grande do Sul, foram encontradas no atual trabalho de Angulo et al. (2019), (em preparação). Essa presente pesquisa tem a finalidade de constatar a existência deste terceiro sistema barreira na planície costeira paranaense. Para tais fins, serão utilizados perfis de georadar, sondagens e datações por luminescência opticamente estimulada. Justifica-se este estudo pela insuficiência de informações geocronológicas e geológicas de subsuperfície na região, as quais nos auxiliam a decifrar eventos costeiros do passado, para compreender os possíveis eventos futuros. O objetivo geral do projeto é caracterizar a evolução e arquitetura deposicional da planície costeira paranaense e determinar os principais eventos transgressivos-regressivos durante o Pleistoceno. A área de estudo está localizada na planície costeira do Paraná com ênfase à oeste da cidade de Paranaguá e na planície de Superagui, litoral norte do estado (Figura 1). A planície costeira paranaense abrange desde o sopé da Serra do Mar até o oceano, com aproximadamente 90 km de comprimento e largura máxima de 55 km, na região de Paranaguá, e altitudes inferiores a 20 m (Angulo, 2004). A extensa planície é composta de barreiras e complexos estuarinos quaternários dentre os quais se destacam os de Paranaguá e Guaratuba. Em geral, estas barreiras são compostas de areia fina a muito fina, com conteúdo subordinado de areia grossa e cascalhos (Angulo, 1992; Souza, 2005; Angulo et al., 2009) (Figura 2).

Figura 1. Mapa de localização da área de estudo (fonte: Image Landsat/Google Earth Pro).

Figura 2. Mapa geológico da área de estudo: A) planície de Paranaguá e B) planície de Superagui (fonte: Angulo, 1992).

Estado da arte Para melhor análise e estudo sobre a evolução das barreiras nas planícies litorâneas tem-se que compreender a formação das fácies sedimentar e associações entre elas, os eventos de transgressão e regressão do mar, bem como toda a dinâmica que engloba a região e alguns métodos que auxiliam na sua caracterização. Para analisar as fácies pode-se seguir um roteiro onde são utilizadas as interpretações dos atributos, dividir uma sessão em fácies, deduzir os processos responsáveis por cada uma, fazer associações e sucessões das mesmas, seguida pela dedução dos ambientes deposicionais mais prováveis. Uma sequência deposicional é uma sucessão de estratos geneticamente relacionados limitados por discordâncias e suas concordâncias correlativas. As discordâncias limitantes marcam quedas nos níveis de base de erosão causados por mudanças relativas do nível do mar, enquanto a sequência de depósito se forma no espaço de acomodação criado pelos níveis de base crescentes. Estes níveis são controlados principalmente pela tectônica e eustasia, que associados refletem a criação ou destruição do espaço de acomodação (Walker, 1992; Posamentier et al., 1988; Brookfield, 2004; James & Dalrymple, 2010). Quanto à variação do nível médio do mar é sabido que houve vários eventos transgressivos e regressivos durante o Quaternário. No Brasil o registro mais completo é encontrado na planície costeira do Rio Grande do Sul, onde há evidências de quatro níveis de mar alto relacionados a períodos interglaciais nos últimos 420 mil anos (Vieira, 1981; Suguio et al., 1985; Villwock et al., 1986). Emiliani (1955) implementou o conceito de "estágios" de isótopos de oxigênio glaciais e interglaciais, utilizando estimativas diretas de paleotemperaturas dos oceanos antigos e conceitos de idades glaciais. Curvas de variação de paleotemperaturas, determinadas através da variação do conteúdo isotópico de oxigênio em carapaças de foraminíferos, mostram que no último milhão de anos estes ciclos têm se repetido a intervalos, de aproximadamente 100.000 anos (Williams et al., 1988). Em cada ciclo as temperaturas sobem gradativa e lentamente durante os períodos de aquecimento, para depois cair rapidamente até o máximo glacial. Estes eventos podem ser representados por baixos valores de δ18O e altos valores de δ18O, respectivamente (Lisiecki & Raymo, 2005). A deposição resultante destas variações pode ser confirmada através da datação por luminescência opticamente estimulada (LOE), técnica bastante utilizada para datar sedimentos costeiros. Nos grãos de sedimentos, após serem enterrados e protegidos da luz solar, acumula-se um sinal de luminescência devido à radiação ionizante derivada de radionuclídeos naturais próximos e de raios cósmicos. Assim, o sinal de luminescência do grão está relacionado à dose de radiação (dose equivalente) absorvida desde a sua deposição (Huntley, 1985; Sawakuchi et al., 2006). Esta técnica de datação permite determinar o período decorrido da última exposição direta do grão mineral à luz solar (geralmente quartzo e feldspato) até o instante da análise laboratorial, fornecendo assim, a idade de deposição do sedimento. Para a datação é utilizado um roteiro chamado protocolo SAR (Single-Aliquot Regeneration), o qual constitui o método geocronológico mais confiável para sedimentos terrígenos quaternários (Murray & Wintle, 2000; Guedes et al., 2013). A arquitetura e dinâmica desta deposição podem ser estudadas através do georadar, sendo esta, uma técnica geofísica de imageamento da subsuperfície em alta resolução. Segundo Jol (2009), o GPR se baseia na emissão de ondas de radar e nas propriedades físicas da propagação e reflexão das mesmas, devido às diferenças nas constantes dielétricas dos horizontes em subsuperfície, permitindo identificar estruturas produzidas pelos processos geológicos. Durante as últimas décadas, o GPR tem sido relevante para auxiliar estudos sedimentológicos e de evolução costeira, a fim de reconstruir ambientes deposicionais e a natureza dos processos sedimentares devido a sua boa resolução em terrenos com alta resistividade. Segundo Dougherty et al. (2018), os dados de GPR em barreiras arenosas permitem extrair informações de alta resolução da estratigrafia, fornecendo uma visão transversal contínua da arquitetura da barreira e detectando recursos de pequena e grande escala e limites de fácies. O estudo de arquitetura deposicional caracteriza a geometria e o arranjo de fácies, permitindo reconhecer o arcabouço tridimensional de fácies e suas relações. Os elementos arquitetônicos, quando analisados em conjunto, permitem reconstituir os processos deposicionais e erosivos formadores dos depósitos, além do ambiente de sedimentação (Walker, 1992; Pereira et al., 2003; Castro et al., 2004; Angulo et al., 2005; Witkowski et al., 2014).

Materiais e Métodos Para o andamento do estudo serão realizadas três etapas gerais: 1) Análise e interpretação de radarfácies de linhas adquiridas anteriormente. Estes dados serão processados no software Prism2 v2.60.05 da Radar Systems,Inc e GPRPy v1.01 desenvolvido pela Universidade do Alabama, EUA; 2) Descrição de afloramentos e coleta de material para datação através da técnica de Luminescência Oticamente Estimulada (LOE). As datações serão realizadas no Laboratório de Espectrometria Gama e Luminescência (LEGAL) – USP; 3) Aquisição e interpretação de novas linhas de georadar utilizando o equipamento do Centro de Estudos de Geologia Costeira Oceânica (CECO) – UFRGS; 4) Coletas de testemunhos de sondagem a partir do vibrotestemunhador, que irão complementar a descrição e associação de fácies. Este equipamento pertence ao Laboratório de evolução costeira (LECOST) – UFPR.

Resultados Pretende-se com o imageamento da subsuperfície, descrição e caracterização das fácies e sedimentos, contribuir para compreensão das estruturas e arquitetura deposicional, bem como a reconstituição da evolução costeira com a possibilidade de caracterizar mais um sistema na planície costeira paranaense, a barreira II. Estas informações fornecem subsídios para o aperfeiçoamento de modelos de evolução das barreiras e expandir o conhecimento acerca dos sistemas deposicionais presentes na planície costeira do estado do Paraná.

Discussões e Conclusões Com base nos resultados de datação descritos no artigo de Angulo et al. (2019) é provável que a deposição do sistema barreira II localiza-se na porção interna da planície de Paranaguá e Superagui.

Atividades Futuras As próximas etapas do projeto consistem na aquisição, análise e interpretação de dados. Será realizada uma visita ao campo com intuito de aquisição de dados georadar, coletas de testemunho de sondagem e material para a datação de sedimentos pela técnica LOE. Após dados adquiridos, os procedimentos e leituras de datação serão trabalhados no Laboratório de Espectrometria Gama e Luminescência (LEGAL) – USP.

Agradecimentos À Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES) pelo apoio financeiro. Ao Laboratório de Espectrometria Gama e Luminescência (LEGAL) – USP, ao Centro de Estudos de Geologia Costeira Oceânica (CECO) – UFRGS e ao Laboratório de evolução costeira (LECOST) - UFPR, por disponibilizar os equipamentos cruciais para esta pesquisa.

Referências Angulo R. J. 1992. Geologia da Planície Costeira do Estado do Paraná. Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, São Paulo, Tese de Doutoramento. Angulo, R.J. 2004. Mapa do Cenozóico do litoral do Estado do Paraná. Boletim Paranaense de Geociências, n. 55, p. 25-42. Editora UFPR. Angulo, R.J.; Souza, M.C.; Castro, L.C.; Ferreira, F.J.F.; Veiga, F. A.; Castro, L; G.; Branco, R. M. G. C. 2005. Feições Regressivas e de Crescimento de Esporões Identificados a partir de Seções GPR nas Planícies Costeiras Paranaense e Norte Catarinense. Congressos da ABEQUA. Disponível em: . Acesso em:2 jul. 2018. Angulo, R.J; Lessa, G. C.; Souza, M. C. 2009. The Holocene Barrier Systems of Paranaguá and Northern Santa Catarina Coasts, Southern Brazil. Geology and Geomorphology of Holocene Coastal Barriers of Brazil. Springer. Chapter 5. Angulo, R.J.; Souza, M.C.; Guedes, C. C. F.; Nascimento, M. G. 2019. 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Dados Acadêmicos Modalidade: Doutorado – até 12 meses. Data do Exame de Qualificação: abril/2021. Título original do Projeto de Pesquisa: Arquitetura deposicional e evolução estratigráfica das barreiras pleistocênicas na planície costeira paranaense. Data de ingresso na Pós-Graduação: novembro/2018; Área de Concentração: Geologia Ambiental; Linha de Pesquisa: Evolução, dinâmica e recursos costeiros. Possui bolsa: Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior - CAPES.

22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Reativação tectônica pós-cretácica no Arco de Ponta Grossa entre os Lineamentos Rio Alonzo e São Jerônimo-Curiúva - PR

Nome da autora: MSc.Taily Ferreira Santos Farias E-mail da autora: [email protected] Orientador: Dr. Eduardo Salamuni (Departamento de Geologia/Universidade Federal do Paraná - UFPR) Coorientadora: Dr.ª Alessandra de Barros e Silva Bongiolo: (Departamento de Geologia/Universidade Federal do Paraná - UFPR)

Palavras-chave: Morfotectônica; Aeromagnetometria; Análise multicronológica.

Introdução Nesta pesquisa se busca a compreensão a respeito da evolução tectônica pós-cretácica do Arco de Ponta Grossa entre os lineamentos São Jerônimo-Curiúva e Rio Alonzo, no Paraná (Figura 1). Trabalha-se com a hipótese de que os referidos lineamentos são zonas de cisalhamento rúpteis que são reativadas de forma intermitente, de tempos em tempos, a depender da orientação dos eixos principais de compressão (σ1) e distensão (σ3), conforme abordagem do grupo Neotectônica (Salamuni et al. 2017). A pesquisa insere-se no Projeto “Tectônica cenozoica do Paraná e Sul do Brasil” que possui como objetivo principal investigar a hipótese da existência de reativação de estruturas mais antigas e a neoformação de estruturas rúpteis e rúpteis-dúcteis a partir do fim do Cretáceo, em 60 Ma. Diversos estudos foram desenvolvidos na região (Ferreira et al. 1981, Amaral 1982, Ferreira 1982, Strugale 2002, Franco 2006, Trzaskos 2006, Barros e Silva 2007, Strugale et al. 2007, Franco et al. 2010a, Franco et al. 2010b, Karl et al. 2013, Castro & Ferreira 2015, Peyerl et al. 2018, dentre outros), tendo como objeto de estudo direta ou indiretamente a Zona de Falha Curitiba-Maringá, de direção preferencial NW-SE e inserida integralmente na charneira do Arco de Ponta Grossa. O Arco de Ponta Grossa possui como limite sul o lineamento Piquiri e o limite mais a norte pelo lineamento Guapiara (vide Ferreira et al. 1981, Amaral 1982, Ferreira 1982 e Zalán et al. 1987). Nesta pesquisa, busca-se responder a seguinte questão–problema: quando, em escala absoluta, os pulsos deformacionais atuantes na zona de falha Curitiba-Maringá se processaram e têm se processado?

Caracterização da área

A área I é formada por rochas do embasamento, denominadas de Cinturão Ribeira Sul e formadas, de oeste para leste, pelos terrenos Apiaí, Microplaca Luis Alves e o Terreno Paranaguá (Basei et al. 1992, Siga Jr. 1995). A região de estudo II (domínio Bacia do Paraná) é configurada por sequências do Ordoviciano- Siluriano (Rio Ivaí), do Devoniano (Paraná), do Carbonífero-Eotriassíco (Gondwana I), do Meso a Eotriassico (Gondwana II) e do Neojurássico-Eocretáceo e por magmatismo Serra Geral (Milani 1997; Milani et al. 2007). A Zona de Falha Curitiba-Maringá (Figura 1), conforme definida por Zalán et al. 1987, está posicionada entre os lineamentos estruturais São Jerônimo-Curiúva a norte e Rio Alonzo a Sul e é trend preferencial de um conjunto de rochas alcalinas controladas pelos referidos lineamentos, tais como Tunas, Mato Preto, Barra do Teixeira, Banhadão, Barra do Itapirapuã e Itapirapuã (vide Siga Júnior et al. 2007, Assumpção et al. 2004). A região onde será desenvolvida a pesquisa pode ser observada na Figura 1, sendo subdividida em Área I localizada nas proximidades de Ponta Grossa – PR, composta por rochas do embasamento, Grupo Rio Ivaí e Grupo Itararé e Área II, localizada nas proximidades de Londrina – PR, composta por rochas do Grupo Itararé, Guatá, Grupo Piramboia – Botucatu, Grupo Serra Geral e rochas ácidas (Bacia do Paraná).

Figura 1: Contexto geológico das áreas de estudo (modificado de Hasui 2010 e Ferreira et al. 2018). Observar as rochas alcalinas (em verde) associadas ao Lineamento São Jerônimo-Curiúva.

Estado da arte Estudos da termocronologia de zircão e apatita pelo método de (U–Th–Sm)/He revelam que ocorreram três eventos de exumação na região Sul do Brasil, dois deles magmático-tectônicos relacionados à (1) LIP (Large Igneous Province) Paraná – Etendeka, (2) intrusões alcalinas relacionadas ao hotspot de Trinidad (Thompson et al. 2008 apud Karl et al. 2013) e (3) a evolução continental das bacias de rift do NE brasileiro, sendo os três eventos relacionados às principais deformações que se associam às principais orogenias andinas (Karl et al. 2013). O grupo de Neotectônica da UFPR tem desenvolvido pesquisas na região Sul do Brasil que resultaram, em 2017, em trabalho de síntese (Salamuni et al. 2017) com a definição de um quadro de evolução estrutural do Cenozoico no Sul do Brasil.

Material e Métodos As análises estruturais serão em multiescala (escala de sensores remotos e escala de campo) e microestrutural (Passchier & Trouw 2005, Nuriel et al. 2011). Serão embasadas em trabalhos já realizados, tais como Riccomini (1989), Strugale (2002), Trzaskos (2006), Barros e Silva (2007), Strugale et al. (2007) e Nuriel et al. (2011). A análise estrutural será acrescida de análise aeromagnetométrica, com aplicação de filtros de realce de anomalias (análise qualitativa) e filtros que indicam a profundidade da estrutura analisada (análise semi-quantitativa), conforme abordagem de Ferreira (1982), Barros e Silva (2007), Castro & Ferreira (2015), Farias (2016) e Castro (2019), dentre outros. O sensoriamento remoto será importante para a confecção de mapas morfométricos e estruturais-tectônicos em ambiente SIG (Sistema de Informação Georreferenciada) que irão auxiliar na análise estrutural (imagens Landsat, SRTM e ASTER e aerogeofísica) e os programas utilizados serão Global Mapper, RockWorks, Surfer, QGis, ArcScene, Oasis Montaj, Grav Mag Suite (vide Castro 2019), dentre outros. A integração de dados geocronológicos provindos da literatura (LOE, termocronologia de baixa temperatura, U-Th em calcita e Isótopos cosmogênicos) e os levantados nesta pesquisa servirão de base para a validação das idades absolutas dos eixos de paleotensão que formaram as falhas analisadas em campo.

Resultados Além da consolidação do conhecimento e consequente publicação de pelo menos três artigos em revistas de impacto internacional, espera-se contribuir com dados e modelo de deformação cenozoica e pós-cenozoica para o Arco de Ponta Grossa, em sua região central, contribuindo com o debate sobre a tectônica rúptil pós-Cretáceo do Arco de Ponta Grossa e estruturação rúptil no sul e sudeste brasileiro.

Discussões e Conclusões A pesquisa está em fase inicial e o que se pode vislumbrar de futuras discussões e conclusões serão decorrentes da integração de dados provindos da aplicação de diversos métodos e ferramentas, bem como análise de dados provindos da literatura geológica e cartográfica.

Atividades Futuras A seguir são elencados os objetivos futuros no desenvolvimento da pesquisa, a contar a partir de Maio/2019 data de entrada da discente no PPG-Geologia (Programa de Pós Graduação em Geologia da UFPR):  Revisão bibliográfica e cartográfica da área central do Arco de Ponta Grossa;  Elaboração dos mapas temáticos;  Análise aerogeofísica (Aeromagnetometria);  Levantamento de dados de campo;  Organização dos dados de campo;  Amostras para MEV (Microscopia Eletrônica de Varredura), CL (Catodoluminescência) e lâminas delgadas (análise microestrutural);  Análise geomórfica / morfométrica;  Análise estrutural (descritiva, cinemática e dinâmica) em multiescala;  Aquisição e Análise de dados geocronológicos  Integração dos dados;  Elaboração dos Artigos totalizando 3;  Qualificação e Confecção da Tese  Participação em Seminários, Congressos e palestras;  Estágio supervisionado em prática em docência I e II;  Demais disciplinas envolvendo Tectônica cenozoica e Tectônica Andina;  Disciplinas França: Estadia França: Estudos geocronológicos;  Defesa da Tese.

Agradecimentos Ao Setor de Ciências da Terra, ao Departamento de Geologia, ao PPG-Geologia e aos professores tanto da Graduação quanto do PPG-Geologia da UFPR, em especial aos revisores. Ao Projeto Tectônica Cenozoica do Sul do Brasil, ao Grupo de Neotectônica da UFPR, aos grupos de apoio sócio-educativo-psicológico SOS Pós e Mulheres na Geologia, aos laboratórios da UFPR: LPGA, LAMIR, LAPEM, NUGEO e laboratórios de geocronologia da Unifesp, USP e ao Cerege (Laboratoire National des Nucléides Cosmogéniques).

Referências

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Dados Acadêmicos

Modalidade: Doutorado–até 12 meses. Data do Exame de Qualificação: (09/2021). Título original do Projeto de Pesquisa: Reativação tectônica pós-cretácica no Arco de Ponta Grossa entre os Lineamentos Rio Alonzo e São - Jerônimo Curiúva – PR. Data de ingresso na Pós-Graduação: 05/2019; Área de Concentração: Geologia Econômica; Linha de Pesquisa: Evolução Crustal. Possui bolsa: Não. 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Fracionamento isotópico em tecidos humanos: validação de procedimento analítico para determinação de proveniência geográfica

Taís Ribeiro Muniz [email protected] Orientadora: Profª Drª Anelize Manuela Bahniuk Rumbelsperger (Geologia/UFPR)

Palavras-chave: isótopos estáveis, geoquímica forense, fracionamento isotópico.

Introdução A análise de isótopos estáveis para determinação de razões isotópicas (AIE) é uma técnica que pode ser utilizada para os mais diversos fins, incluindo a identificação humana, no âmbito da Antropologia Forense. Neste contexto, possibilita a determinação da origem geográfica de cadáveres e restos humanos, informação esta extremamente valiosa em circunstâncias nas quais as técnicas clássicas de identificação, como perfilagem de DNA e identificação por meio de impressões digitais, se mostram insatisfatórias (Bartelink et al., 2016). Os isótopos estáveis presentes nos diversos tecidos que compõem o corpo humano derivam de fontes de nutrição e hidratação e são assimilados pelo organismo de indivíduos através de processos bioquímicos. A assimilação permite, a partir da interpretação das razões isotópicas de tecidos humanos (obtidas após análise em espectrômetro de massa), a correlação geográfica destes valores e a determinação de especificidades dos hábitos de vida do indivíduo, o que pode vir a auxiliar no processo de identificação deste. Existem registros na literatura internacional de investigações criminais solucionadas em parte devido à contribuição de resultados obtidos a partir da espectrometria de massa de razões isotópicas (Meier-Augenstein, 2017). Porém, são poucos os trabalhos que apresentam de maneira clara os protocolos ideais para aplicação da técnica em Criminalística e que discutem as diversas variáveis que podem influenciar o processo de assimilação dos isótopos de um elemento ao corpo humano, assim como aspectos intrínsecos aos procedimentos analíticos que podem alterar a composição isotópica original de amostras analisadas. A plena compreensão e mitigação dos efeitos dessas variáveis é passo de suma importância para a correta interpretação deste tipo de dado no contexto forense, e portanto representam um desafio bastante grande para o correto estabelecimento de protocolos para determinação da origem geográfica de tecidos humanos a partir da AIE. O presente trabalho busca contribuir para a consolidação de métodos de utilização da AIE por peritos criminais no Brasil, estabelecendo procedimentos analíticos mais viáveis a partir da realização de experimentos com amostras de tecido humano, alvo de investigações em Antropologia Forense. O estudo foi desenvolvido com o objetivo geral de compreensão de padrões de fracionamento induzido dos isótopos de carbono, oxigênio e/ou nitrogênio em cabelos e dentes humanos, de modo a definir maneiras de impedir que estes fracionamentos sejam desencadeados ocasionalmente quando da análise de amostras no contexto criminal. A proposta inicial incluiu a análise de duas matrizes diferentes de tecidos humanos: cabelos e dentes. Para as amostras de dente, especificamente, vêm sendo obtidas as assinaturas isotópicas do carbono e do oxigênio, avaliando a influência de diferentes métodos de pulverização. O experimento foi proposto partindo-se da suposição de que a adoção de diferentes métodos de pulverização poderia influenciar o resultado final obtido. Para as amostras de cabelo, busca-se avaliar a possibilidade de interferência de procedimentos estéticos como tintura e descoloração que, a princípio, pensava-se que poderiam alterar as razões isotópicas originais das amostras. Este estudo não têm como objetivo a determinação da origem geográfica das amostras analisadas, mas sim avaliar a confiabilidade do método atual de análise das mesmas para este fim. Estado da arte Os tecidos que compõem o corpo humano são formados por agrupamentos celulares com funções específicas, podendo ser classificados em quatro tipos, dentre estes os tecidos epiteliais, dos quais derivam a epiderme, unhas, pelos e dentes (Gitirana, 2007). Os isótopos dos diversos elementos que constituem esses tecidos são provenientes da alimentação e fonte de hidratação dos indivíduos, como descrito por Chesson et al. (2014). Mais especificamente, os isótopos de carbono e nitrogênio são derivados dos alimentos, enquanto os isótopos de oxigênio são provenientes de fontes de água diretas e indiretas. Partindo dessa premissa, observa-se a possibilidade de variação das razões isotópicas nos tecidos humanos, tanto orgânicos (pele, cabelo, unha etc.) quanto organominerais (dentes e ossos), de acordo com as singularidades dos hábitos nutricionais do indivíduo e suas origens geográficas. Uma limitação pouco discutida dessa aplicação, entretanto, trata-se do eventual desencadeamento de processos de fracionamento isotópico devido à influência de fatores externos ou diretamente relacionados ao procedimento analítico, o que resultaria na pouca confiabilidade das assinaturas isotópicas obtidas. Se confirmada essa influência, a determinação da origem geográfica de um indivíduo e especificidades de seus hábitos de vida seriam prejudicadas, pois os valores estariam atrelados a fatores secundários que dificultariam a interpretação dos dados no âmbito da perícia criminal. Buscando contribuir para a solução das questões supracitadas, estão sendo realizadas as análises descritas neste trabalho, seguindo métodos específicos baseados em resultados anteriores e dados publicados em artigos correlatos. Mais adiante, serão apresentadas as descrições desses procedimentos. Desde 2013 o Laboratório de Análises de Minerais e Rochas da Universidade Federal do Paraná (LAMIR) desenvolve pesquisas relacionadas à aplicação da AIE em Ciências Forenses (Muniz et al. 2016; Muniz 2017; Mascarenhas 2019). Entretanto, com o avanço das pesquisas, observou-se a escassez, tanto na literatura nacional quanto internacional, de trabalhos mais específicos que tratem da modificação da assinatura isotópica de amostras de origem vegetal ou animal devido a fatores externos, não relacionados a processos biológicos normais do próprio organismo. Os processos de fracionamento isotópico são peça chave para a utilização da técnica em Antropologia Forense, mas um dos pré-requisitos é que haja uma preponderância dos processos de fracionamento desencadeados in vivo, ou seja, no interior do corpo do indivíduo. Resultados anteriores sugerem que há a possibilidade de distinção das assinaturas isotópicas de dentes provenientes de diferentes estados brasileiros, mesmo levando em consideração algumas variáveis que poderiam modificar esses valores obtidos e dificultar sua correlação. O número de amostras, entretanto, fora bastante reduzido, dando o caráter preambular das pesquisas descritas. Supõe-se, avaliando estes resultados, que há a preponderância da influência dos fatores internos, diretamente responsáveis pela possibilidade de determinação da origem geográfica e de aspectos nutricionais de um indivíduo, em detrimento de fatores externos que tornariam complexas a interpretação, mas são necessárias investigações mais robustas que confirmem essa hipótese.

Material e Métodos A seguir, serão descritos três experimentos distintos realizados até então e que servirão de base para as análises futuras. No caso dos dentes, especificamente, todas as amostras, com origem conhecida, foram doadas ao Banco de Dentes da Faculdade de Odontologia da UFPR mediante preenchimento de um Termo de Consentimento Livre e Esclarecido que descreve que as amostras serão utilizadas para fins científicos, com anuência do doador. As amostras foram então cedidas ao Laboratório de Análise de Minerais e Rochas (LAMIR) que, assim como o Banco de Dentes, conta com cadastro na Plataforma Brasil (nº 485952.15.0.0000.0020) que autoriza a realização de análise de amostras de dente humano. Os dentes foram lavados em água deionizada e secos em temperatura ambiente por ao menos 24h. Após limpeza e secagem, as amostras foram então pulverizadas e procederam para análise em espectrômetro de massa DeltaVAdvantage® da Thermo Scientific em configuração online utilizando o preparador GasBench II®. As análises são realizadas em CO2 liberado a partir de digestão das amostras a 72ºC em ácido ortofosfórico por 6 horas. Já as amostras de cabelo utilizadas, são provenientes da própria autora do presente estudo e, tanto os fios submetidos a procedimentos estéticos como os naturais, foram limpos em solução desengordurante de metanol e clorofórmio (2:1 v/v) por duas horas, com intervalo de 20 minutos para enxágue com água deionizada e troca da solução de limpeza. Após este período, as amostras permaneceram em estufa a 50ºC para secagem por 15h. Já secas, as amostras foram cortadas e depositadas em cápsulas de estanho, inseridas no analisador elementar do espectrômetro de massa DeltaVAdvantage® onde são transformadas em gás através de processo de combustão. Experimento 1: Consistiu na avaliação da influência de temperaturas mais altas nas assinaturas isotópicas de amostras de dente humano. Foram analisadas um total de 5 amostras de diferentes indivíduos, previamente pulverizadas em panela de tungstênio, três destas foram submetidas a temperatura de 120ºC a duas atmosferas de pressão por 15 minutos utilizando autoclave disponibilizado pelo Banco de Dentes da Faculdade de Odontologia da Universidade Federal do Paraná, enquanto outras duas amostras foram submetidas a temperatura de 50ºC por 24h em estufa. Os dados foram obtidos a partir da análise das amostras antes e após exposição ao aumento da temperatura. Experimento 2: Consistiu na avaliação de eventuais mudanças das assinaturas isotópicas de dentes humanos utilizando-se diferentes métodos de pulverização das amostras (sete terceiros molares de três indivíduos diferentes). Foram comparadas, até então, 14 amostras pulverizadas utilizando-se a panela de tungstênio em moinho de disco e amostragem com microdrill Dremel® com ponteira diamantada. Total de análises: 48. Experimento 3: Contou com a análise de 100 fios de cabelo humano e 06 tintas de cabelo compradas em farmácia. As tintas foram selecionadas em termos de popularidade e facilidade de compra pelo cidadão comum, o que faz com que estas sejam mais comumente utilizadas para realização de procedimentos estéticos e, consequentemente, com maior probabilidade de serem encontradas em fios de cabelo presentes em locais de crime. Dos 100 fios de cabelo coletados para análise, 08 foram selecionados como amostras controle, contendo as assinaturas isotópicas originais do indivíduo, referentes a um período de aproximadamente 5 meses de sua vida. Os outros 90 foram pintados com uma de nove tinturas de três diferentes marcas das mais populares ou submetidos apenas à descoloração com água oxigenada pura, sem qualquer pigmentação, como sumariza a Tabela 1.

Tabela 1. Descrição do tipo de amostra de cabelo humano e resumo dos procedimento aos quais foram submetidas. As letras K, G e B representam os códigos das diferentes marcas de tinta utilizadas, enquanto os números indicam suas tonalidades. Devido à baixa densidade das amostras, para uma mesma cápsula inserida no analisador do equipamento foram necessários dois fios com 7 centímetros de comprimento total. Cada um dos 100 fios foi precisamente medido tanto o comprimento quanto a espessura (utilizando um micrômetro Mitutoyo®), de modo a garantir que o intervalo analisado de todos os fios representava um mesmo período de tempo da vida do doador. Resultados Experimento 1: As amostras A1, A2 e A3 (Figura 1. A) foram autoclavadas buscando-se confirmar se o aumento de temperatura desencadearia fracionamento isotópico, enquanto as amostras DC1 e DC3 foram submetidas a temperatura de até 50ºC com o mesmo objetivo. Os triângulos no gráfico representam as assinaturas isotópicas pós-exposição das amostras representadas pelo círculo de cor correspondente. Experimento 2: O gráfico adiante (Figura 1. B) representa os resultados obtidos a partir da análise de três dentes de um mesmo indivíduo, adotando quatro métodos de pulverização com duas ferramentas diferentes. “Esmalte-Drill” representam os resultados obtidos a partir da pulverização de parte do esmalte dentário (parte branca exposta externa à gengiva) das três amostras com o uso de microdrill; para “Dentina-Drill” o padrão foi mantido, mas a pulverização foi realizada a partir das raízes (parte mais interna à gengiva), restringindo-se à dentina. Os resultados “Dentina-carbeto” representam a pulverização em panela de tungstênio após tentativa de desbaste do esmalte para evitar que a assinatura isotópica deste se misturasse à da dentina, visto que os materiais são produzidos pelo corpo humano em períodos diferentes da vida de um indivíduo e poderiam apresentar assinaturas isotópicas distintas, o que pôde ser confirmado a partir da análise dos dados. “Dentina – Drill interface” representam os resultados obtidos a partir da pulverização com microdrill da dentina próxima ao esmalte do dente. O gráfico representa os resultados derivados de amostras de um único indivíduo. Dentes de outros dois doadores foram analisados da mesma forma, tendo sido constatado o mesmo comportamento. Experimento 3: Foram obtidos dois clusters de resultados a partir da análise das amostras referentes a esse experimento (Figura 2): as assinaturas das tintas, isoladamente, e as assinaturas dos fios de cabelo propriamente ditos, que mantiveram um mesmo padrão de assinatura isotópica. Os resultados foram dispostos em função das marcas das tintas utilizadas, a despeito de suas cores, partindo-se do pressuposto que uma empresa utilizaria alguns ingredientes padrão para todos os seus produtos do gênero, o que aproximaria as razões isotópicas dos mesmos e se traduziria no agrupamento das assinaturas obtidas. Gráficos 훅¹³C vs. 훅 ¹⁸O de amostras de dente humano

A B Figura 1. A) Assinaturas isotópicas de carbono e oxigênio obtidas a partir da análise das amostras de dentes A1, A2, A3, DC1 e DC3 antes e após exposição a diferentes temperaturas: 120ºC (A1, A2, A3 “auto”) e 50ºC. B) Assinaturas obtidas a partir da análise de três dentes do indivíduo M25. Cada dente foi serrado no meio e pulverizado com quatro métodos diferentes, utilizando duas ferramentas distintas: panela de tungstênio em moinho de disco e microdrill. Gráficos 훅¹³C vs. 훅15N de amostras cabelo humano e tintas de cabelo

Figura 2. Comparação entre as assinaturas isotópicas de carbono e nitrogênio de amostras de cabelo naturais, tingidas, descoloridas e as assinaturas isoladas das tintas utilizadas para tingir as amostras. Ctrl: amostras controle (fios de cabelo mantidos naturais); K-G-B: fios de cabelo tingidos com tintas de marcas código K, G ou B; H2O2: amostras de cabelo analisadas após exposição somente a água oxigenada, sem adição de pigmentos. Tintas: assinatura isotópica das tintas K e G, isoladamente. Discussões e Conclusões Os resultados obtidos a partir da análise de dentes permitem concluir que deve-se evitar submeter as amostras a temperaturas acima de 30ºC e que deve-se priorizar a pulverização com microdrill a partir de suas extremidades para evitar mistura das razões isotópicas do esmalte com aquelas da dentina. O gráfico para o Experimento 1 (Figura 1. A) evidencia que as amostras submetidas a temperaturas mais elevadas apresentam resultados mais negativos para oxigênio, o que pode ser indicativo de fracionamento isotópico de natureza termodinâmica, ainda que neste contexto a expectativa seria de perda de oxigênio 16 (mais leve e mobilizável), o que levaria a resultados menos negativos, em oposição ao observado aqui. A partir da Figura 1. B depreende-se a grande possibilidade da dentina de dentes humanos não ser homogênea em sua composição isotópica, o que explicaria resultados intermediários entre esmalte e dentina para os métodos de pulverização “Dentina-Carbeto” e “Dentina-Drill interface”. Para o primeiro, ademais, fica impossibilitada a completa separação de esmalte e dentina e a amostra é totalmente homogeneizada durante o procedimento, o que justificaria resultados mais próximos da assinatura do esmalte, visto que o mesmo estaria presente na panela de tungstênio, ainda que em menor quantidade do que a dentina propriamente dita. O segundo método, mais preciso, garante que a contaminação da dentina pelo esmalte não ocorrerá se a ferramenta for utilizada com cuidado, porém, ainda assim, os resultados não batem com aqueles obtidos a partir da análise da dentina que compõe as raízes do dente, podendo representar uma composição isotópica de momento distinto, visto que as raízes mantém-se por toda a vida de um indivíduo em contato direto com o interior do corpo, passando por processo constante de reciclagem de seus elementos constituintes. As porções da dentina mais próximas à coroa (parte externa), seriam, seguindo esta lógica, mais inertes e portanto menos susceptíveis a reciclagem ao longo do tempo, podendo representar assinaturas isotópicas mais antigas, como o esmalte, que apresenta razões isotópicas reflexo de hábitos de vida contemporâneos à sua formação, ainda durante a infância, razões estas que se mantém para o resto da vida. Comparando as assinaturas isotópicas obtidas a partir das tintas e fios de cabelo tingidos com as mesmas, é possível concluir que a variação dos resultados dos fios não é consequência de influência das tintas, visto que estas apresentaram resultados muito mais negativos para o carbono e muito menos positivos para o nitrogênio. Se existe a sobreposição das assinaturas, os resultados apontam que é seguro afirmar que esta é indetectável e a variação entre os fios poderia facilmente ser consequência de heterogeneidade das razões isotópicas ao longo dos fios de cabelo, que naturalmente podem ocorrer. Grosso modo, os resultados se mantiveram no mesmo intervalo característico do indivíduo, definido a partir do range de distribuição das amostras controle (Ctrl). Não obstante, se faz necessário o aumento do número de amostras analisado para que a distribuição seja definida com maior segurança, não só para as amostras controle como para as amostras tingidas, medida que permitirá uma avaliação mais acurada da posição das assinaturas destas em relação ao range controle.

Atividades Futuras As atividades futuras incluirão a análise de amostras de dentes, unhas e cabelos humanos provenientes de diferentes localidades do Brasil, após a realização dos experimentos descritos que permitiram estabelecer melhores diretrizes analíticas para validação da técnica para fins de determinação de origem geográfica de indivíduos. O Experimento 3 será repetido com um número mais expressivo de amostras, buscando-se otimizar as análises e interpretações, do ponto de vista estatístico.

Agradecimentos Ao Laboratório de Análise de Minerais e Rochas (LAMIR/UFPR) e toda a sua equipe, em especial a Diego Fernandes pela análise das amostras. Ao Centro de Isótopos Estáveis Dr. Carlos Ducatti (CIE/Unesp) da Universidade Estadual Paulista (Botucatu/SP) e sua equipe, por toda a dedicação e apoio com o procedimento analítico de amostras. Em especial do Prof. Dr. Vladimir Costa, pelas proveitosas discussões e orientações acerca do meu tema de pesquisa.

Referências Bartelink E.J., Mackinnon A.T., Prince-Buitenhuys J.R., Tipple B.J., Chesson L.A. 2016. Stable Isotope Forensics as an Investigative Tool in Missing Persons Investigations. In: S.J. Morewitz, C. Sturdy Colls (eds.), Handbook of Missing Persons, DOI 10.1007/978-3-319-40199-7_29 p. 443-462. Chesson L.A., Tipple B.J., Howa J.D., Bowen G.J., Barnette J.E., Cerling T.E. e Ehleringer J.R. 2014. Stable Isotopes in Forensics Applications. In: Holland H.D. e Turekian K.K. (eds.) Treatise on Geochemistry. 2 aed., vol. 14. Elsevier, Oxford, p. 285-317. Gitirana, L.B. 2007. Histologia: conceitos básicos dos tecidos. 2a ed. Atheneu, Rio de Janeiro. 307p. Meier-Augenstein W. 2017. Stable Isotope Forensics: Methods and Forensic Applications of Stable Isotope Analysis. 2 a ed. Wiley, Aberdeen, UK, p. 370-397. Mascarenhas R.O. 2019. Estudo isotópico para determinação da proveniência de dentes humanos. Dissertação de Mestrado. Programa de Pós-Graduação em Geologia. Universidade Federal do Paraná. Curitiba/PR. Muniz T.R. 2017. Análise de isótopos estáveis em tecidos humanos orgânicos e biominerais aplicada à Antropologia Forense. 49f. Trabalho de Conclusão de Curso. Bacharelado em Geologia. Departamento de Geologia, Setor de Ciências da Terra, Universidade Federal do Paraná. Curitiba/PR. Muniz T.R., Salvador F.A.S., Ozahata L.K.M., Silva T.G., Reis Neto J.M., Bahniuk A.M. 2016. C & O Isotope Signatures in Human Teeth: Correlation with Geographic Provenance in Brazil. In: ANZFSS 23rd International Symposium on the Forensic Sciences. Australian and New Zealand Forensic Science Society. Auckland, p. 115-116.

Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado. Data do Exame de Qualificação: 06/2019; Título original do Projeto de Pesquisa: Padrões de fracionamento isotópico em tecidos humanos e desafios na determinação da origem geográfica de indivíduos; Data de ingresso na Pós-Graduação: 04/2018; Área de Concentração: Geologia exploratória; Linha de Pesquisa: Projeto Isolado; Possui bolsa: Não. 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

INFLUÊNCIA MORFOTECTÔNICA NA EVOLUÇÃO DO RIO ITAJAÍ-NORTE, SANTA CATARINA, BRASIL

Tatiana Abrahão Campos [email protected] Orientador: Eduardo Salamuni (Departamento de Geologia/Universidade Federal do Paraná)

Palavras-chave: Tectônica Cenozoica; Geomorfologia Tectônica; Morfometria; Lineamento Rio Hercílio.

Introdução A Bacia do Paraná evoluiu sobre a Plataforma Sul-Americana, estende-se por diversos estados brasileiros como Paraná, Santa Catarina, São Paulo, entre outros. É do tipo intracratônica, e sua formação inicial data aproximadamente de 450 Ma, durante o Ordoviciano estendendo-se até o Cretáceo. (Milani et al. 2007) O relevo é influenciado pelo arcabouço geológico, principalmente a trama estrutural da área estudada. De acordo com Riccomini (1989), após a ruptura do Gondwana, os processos envolvidos no soerguimento da Serra do Mar e a formação das bacias tafrogênicas do Rift Continental do Sudeste Brasileiro, foram referência para a dinâmica deformacional em ambiente intraplaca. Estudos sobre a tectônica cenozoica nas regiões Sul e Sudeste do Brasil proporcionam avanços significativos quanto a deformação tectônica em tal ambiente. De acordo com Prince et al. (2010), grandes divisores hidrográficos compõem áreas-chave para o entendimento da evolução do sistema relevo-drenagem continental. Sordi et al. (2015) enfatizam que as delimitações das bacias em locais de tríplice divisores de águas possuem diferentes graus de dissecação devido a bacia com maior poder erosivo erodir as áreas de cabeceiras com maior intensidade e incorporar drenagens das bacias vizinhas. Em síntese sobre a neotectônica do Brasil Saadi et al. (1993) observa que as publicações que remetem a atividade tectônica cenozoica nas regiões Sudeste e Sul do Brasil são as mais numerosas, entretanto, não permitem a elaboração de uma hipótese definitiva por se tratarem de áreas espalhadas em regiões caracterizadas por contextos geo-estruturais muito diversificados. Ainda há carência de estudos em lineamentos estruturais de médio porte, como o Lineamento Rio Hercílio. Assim sendo, o trabalho terá enfoque nas análises de possíveis reativações recentes ao longo deste lineamento do ponto de vista neotectônico, morfométrico e geomorfológico, e sua influência na geomorfologia local. No estado de Santa Catarina, o lineamento Rio Hercílio, de direção NW-SE, é bem evidente no esboço geotectônico elaborado por Scheibe e Furtado (1988) apud Scheibe e Furtado (1989), cuja possível continuidade para sul teria influência no limite atual entre as rochas gondwânicas e o embasamento cristalino. A área de estudo (Figura 1) compreende o Rio Itajaí-Norte/SC, e se localiza entre duas das principais feições estruturais da Bacia do Paraná: O Arco de Ponta Grossa, à norte, e a Sinclinal de Torres, à sul. Localmente, o Lineamento Rio Hercílio (NW) é a feição mais expressiva. As unidades geológicas que são seccionadas pelo lineamento compreendem, principalmente, as rochas do Grupo Itararé e Guatá. Grupo Itararé Caracterizado por sedimentação periglacial, subglacial glácio-marinha a glacial. Dividido em duas Formações: Taciba e Campo Mourão, entretanto, somente a Formação Taciba aflora na área de estudo. E formado por folhelhos e siltitos cinza-escuros a pretos, diamictitos e conglomerados com acamamento gradacional, varvitos com seixos pingados e arenitos muito finos a médios, com laminações plano- paralelas e cruzadas, convolutas, climbing, flaser e hummocky. Ambiente deposicional na interface continente-plataforma marinha com influência glacial. (Wildner et al. 2014) Grupo Guatá Caracterizado por ambiente flúvio-deltáico, litorâneo e marinho plataformal. Dividido em duas Formações: Palermo e Rio Bonito, sendo a segunda a única aflorante na área. Arcóseo, siltito, siltito carbonoso e quartzo-arenito, folhelho carbonoso e carvão, tonstein, diamictito com matriz carbonosa e marga. (Wildner et al. 2014)

Figura 1. Localização da área de estudo. Lineamento Rio Hercílio que demarca falha interpretada por geofísica de acordo com a Carta Geológica de Santa Catarina (Wildner et al. 2014).

Estado da arte Segundo Saadi (1993), o termo “neotectônica” foi empregado pela primeira em 1948 e utilizado para definir os movimentos da crosta terrestre que se instalaram durante os períodos do Terciário Superior e do Quaternário, e que assumiram um papel decisivo na formação da topografia contemporânea. Todavia, segundo Pavlides (1989), devido aos diferentes estágios de evolução tectônica encontrados por todo globo, pode-se considerar que o início de um período neotectônico depende das características de cada ambiente geológico individualmente. Dentro deste contexto, Salamuni et al. (2015) define que estruturas neotectônicas podem ser de dois tipos: neoformadas ou formadas a partir da reativação dos planos de falhas ou juntas preexistentes. Sendo o segundo tipo, de caracterização dificultada devido à pequena expressão em unidades recentes. Dentre as orientações estruturais principais presentes na Bacia do Paraná, as de direções NW - SE e NE-SW são as mais importantes e representativas de zonas de fraqueza antigas recorrentemente ativadas durante a evolução da bacia (Zálan et al. 1987). As com orientação NW foram fortemente reativadas durante a separação do Gondwana. Considerando análises tectônicas em outros seguimentos do Rio Itajaí, como de Schroeder (2006), há a definição de um evento deformacional rúptil de direção aproximada ao do lineamento Rio Hercílio. Entretanto não há associação entre estes no citado trabalho.

O Rio Itajaí-Norte pertence a bacia hidrográfica com maior poder erosivo do divisor tríplice de águas existente no interior do Planalto de Santa Catarina. A partir dos trabalhos de Sordi et al. (2015 e 2018), referentes a influência de rearranjos de drenagens na evolução do relevo em regiões de tríplice divisores de água e taxas de denudação obtidas a partir de datação de 10Be cosmogênico produzidos in situ, há a possibilidade de relacionar eventos deformacionais rúpteis associados ao Lineamento Rio Hercílio à eventos de mesma orientação citados em trabalhos elaborados em áreas proximais.

Material e Métodos A primeira etapa a ser desenvolvida será o levantamento bibliográfico para buscar informações relacionadas à área de estudo e melhorar o entendimento dos aspectos litológicos, geomorfológicos, morfotectônicos, morfoestruturais e eventos deformacionais da região. A base cartográfica a ser utilizada para as análises morfométricas serão o Mapa geológico do Estado de Santa Catarina, na escala de 1:500.000 (Wildner et al. 2014) e imagens espaciais DEM- SRTM na resolução de 30m da USGS adquiridas em abril de 2019. As análises geomorfológicas e morfométricas serão feitas com o software ArcGis 10.6. A análise morfométrica considerará parâmetros como a rede de drenagem, assimetria de bacias, rugosidade do terreno, hipsometria, distribuição de knickpoints e perfis longitudinais dos rios. Os dados serão extraídos a partir do processamento das imagens SRTM. Os padrões de drenagens são essenciais para a caracterização morfoestrutural da área, e a assimetria das bacias pode indicar atividades de basculamento em grandes áreas. Os perfis longitudinais e knickpoints são utilizados para a identificação de rejuvenescimento topográfico, característicos de áreas de capturas de drenagens. Será feita análise geocronológica pelo método de Luminescência Opticamente Estimulada (LOE) de sedimentos colúvio-aluvionares recentes, que estejam controlados por falhas. De acordo com Guedes et al. (2011), o LOE trata-se de um agente excitante ao qual o material é submetido, com isso, calcula-se a quantidade de radiação ionizante absorvida previamente pelo material. A idade de sedimentação pode ser determinada dividindo-se a dose acumulada até o soterramento pela dose anual de radiação natural. As atividades de campo consistirão em mapeamento tectono-estrutural para coleta de informações necessárias para a determinação de uma eventual tectônica recente ou neotectônica. Haverá coleta de amostras de campo a partir de visitas aos afloramentos de corte de estrada, drenagem e possíveis pedreiras na região. Serão realizadas a descrição sistemática e a caracterização cinemática de feições estruturais. Os dados serão tratados em laboratório por softwares como Wintensor, AzimuthFinder, GeotecStereo e Rockworks.

Resultados Esperados  Caracterização estrutural do Lineamento Rio Hercílio a partir da interpretação tectônica e geomorfológica;  Definição dos eixos de paleotensão associados a eventos neotectônicos;  Influência do Lineamento Rio Hercílio no sistema relevo-drenagem local;  Caracterização morfoestrutural e morfotectônica da área de estudo;  Possível determinação das idades absolutas a partir das datações já elaboradas por Sordi et al. (2018).

Atividades Futuras  Geoprocessamento dos dados para a análise morfométrica – 1º ao 4º trimestres;  Trabalho de campo (mapeamento geológico e coleta de amostras de campo) – 4º trimestre;  Tratamento de dados e análise estrutural – 5º trimestre. Ao fim dos estudos será confeccionado ao menos um artigo científico a fim de publicação.

Agradecimentos A presente pesquisa está vinculada ao Projeto Tectônica Cenozoica do Sul do Brasil, coordenado pelo Prof. Dr Eduardo Salamuni. O financiamento será por intermédio deste Projeto e também pelo uso da infraestrutura do Departamento de Geologia da UFPR, bem como do Setor de Ciências da Terra.

Referências

Guedes C.C.F., Sawakuchi A.O., Giannini P.C.F., DeWitt R., Aguiar V.A.P. 2011. Datação por Luminescência Opticamente Estimulada: Princípios e Aplicabilidade nos depósitos sedimentares brasileiros. XIII Congresso da Associação Brasileira de Estudos do Quaternário – ABEQUA. Vol. 1 (1).

Milani E.J., Melo J.H., Souza P.A., Fernandes L.A., França A.B. 2007. Bacia do Paraná. Boletim de Geociências Petrobras, 15(2):265-287.

Pavlides S.B. 1989. Looking for a definition of neotectonics. Terra Nova. 1 (3):233-235.

Prince P.S., Spotila J.A., Henika W.A. 2010. New physical evidence of the role of stream capture in active retreat of the Blue Ridge escarpment, Southern Appalachians. Geomorphology, 123 (3-4):305-319.

Riccomini C. 1989. O Rift Continental do Sudeste do Brasil. Tese, Universidade de São Paulo, São Paulo, 319 p.

Saadi A. 1993. Neotectônica da plataforma brasileira: esboço e interpretação preliminares. Geonomos. 1 (1):1-15.

Salamuni E., Nascimento E.R., Morales N., Hasui Y. 2015. Análise morfotectônica da região sul do Brasil com vista à caracterização neotectônica. XV Simpósio Nacional de Estudos Tectônicos - SNET. Vol. 1.

Scheibe L.F., Furtado S.M.A. 1989. Proposta de alinhamentos estruturais para um esboço geotectônico de Santa Catarina. Geosul. 8 IV (2):78-91.

Schroeder G.S. 2006. Análise Tectônica da Bacia do Itajaí. Dissertação, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Porto Alegre.

Sordi M.V., Salgado A.A.R., Paisani J.C. 2015a. Evolução do relevo em áreas de tríplice divisor de águas regional – o caso do Planalto de Santa Catarina: análise da rede hidrográfica. Revista Brasileira de Geomorfologia, 16 (3):435-447.

Sordi M.V., Salgado A.A.R.S., Siame L., Bourlès S., Paisani J.C., Léanni L., Braucher R., Couto E.V., Aumaître G., Keddadouche K. 2018. Implications of drainage rearrangement for passive margin escarpment evolucion in Southern Brazil. Geomorphology. 306:155-169.

Wildner W., Camozzato E., Toniolo J.A., Binotto R.B., Iglesias C.M.F., Laux J.H. 2014. Mapa Geológico do estado de Santa Catarina. Programa de Geologia do Brasil. Subprograma de Cartografia Geológica Regional. Porto Alegre: CPRM. Escala 1:500.000.

Zálan P.V., Wolff S., Appi V.T., Zanotto O.A. 1987. Tectônica e Sedimentação da Bacia do Paraná. Anais do Simpósio Sul-brasileiro de Geologia. 3:441-474.

Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado - PIPG. Data do Exame de Qualificação: 06/2019 Título original do Projeto de Pesquisa: Influência Morfotectônica na Evolução do Rio Itajaí-Norte, Santa Catarina, Brasil. Data de ingresso na Pós-Graduação: 04/2019; Geologia Exploratória; Evolução Crustal. 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Caracterização da Anisotropia de Suscetibilidade Magnética do Complexo Alcalino de Tunas, PR

Tatiana Morais Alves [email protected] Orientador: Prof. Dr. Carlos Eduardo de Mesquita Barros (Departamento de Geologia/UFPR)

Palavras-chave: rochas alcalinas, orientação preferencial de forma, textura magnética

Introdução Dentre as rochas alcalinas que compreendem a geologia paranaense se insere o Complexo Alcalino de Tunas (CAT) caracterizado por um corpo ígneo plutônico epizonal alinhado para noroeste, situado no município de Tunas do Paraná. Com área aflorante de aproximadamente 22 km2, e período cretácico (85Ma) as rochas do complexo se localizam em cortes de estradas, lajeados e pedreiras de antigas extrações para rocha ornamental no município que dista cerca de 80 km da cidade de Curitiba. O acesso aos afloramentos é obtido pela estrada da Ribeira (BR-476) e por estradas secundárias. Tendo em vista que o CAT se insere no Arco de Ponta Grossa, a norte da Zona de Cisalhamento da Lancinha e, a sul da Zona de Cisalhamento Ribeira, tem sido ao longo dos anos o interesse de diversas pesquisas de cunho petrológico e estrutural. Entretanto, é notável que este complexo se compõe de estruturas circulares com petrografias distintas as quais provavelmente correspondem a evoluções de magmas álcali-gabroicos e álcali-sieníticos que se encaixaram entre rochas metassedimentares durante o Ciclo Brasiliano. Durante a cristalização fracionada do magma e consequente mecanismo de encaixe, formaram-se variedades do álcali-feldspato sienito e sienitos que correspondem à maior composição rochosa do complexo que compreende inclusive, diorito, monzodiorito, gabro, monzogabro, microssienito, pegmatitos e brechas vulcânicas (Figura 1). A trama de magmas sieníticos alojados em crosta intermediária e superior, como o Complexo Alcalino de Tunas, pode-se originar pela ação de forças de corpo e/ou tectônicas. Ambos os mecanismos podem ocorrer para a formação de tramas, embora a interação entre a deformação magmática e a tectônica regional seja um dos mecanismos fundamentais. Através da assinatura magnética presente nos minerais que constituem as várias fácies do Complexo Alcalino de Tunas alguns apontamentos sobre a evolução do complexo no contexto da separação dos continentes podem ser elaborados. Nesse contexto este trabalho objetiva principalmente caracterizar a anisotropia de suscetibilidade magnética presente no CAT para detalhar o mecanismo de colocação deste corpo intrusivo epizonal.

Contexto Geológico Conforme Almeida, 1967 o magmatismo alcalino da região sul da Plataforma Sul Americana, foi resultado do processo de diastrofismo, precursor da separação do continente Gondwana e ruptura dos continentes sul-americano e africano, a partir do Jurássico Superior até o Cretáceo Inferior, denominado inicialmente de reativação Wealdeniana. Este processo segundo Almeida, 1983 caracterizou-se pela reativação de antigos falhamentos e surgimento de blocos de falha, soerguimento de arcos, abatimento de bacias costeiras e acentuada subsidência da Bacia do Paraná, bem como os enxames de diques de diabásio expostos às suas bordas. Neste ambiente tectônico se processou a primeira fase de magmatismo alcalino contemporânea aos basaltos. Uma segunda fase desse vulcanismo no Cretáceo Superior com última pulsação no Eoceno caracterizou-se pelo fim do vulcanismo basáltico-toleítico e pelo surgimento do vulcanismo alcalino. Uma terceira fase é considerada como calmaria tectônica. Na região do Complexo Alcalino de Tunas, o magmatismo alcalino está tectonicamente associado ao Arco de Ponta Grossa, que é uma das grandes estruturas soerguidas durante a reativação Wealdeniana. Dois setores ao sul do Arco de Ponta Grossa são os principais locais de magmatismo alcalino e alcalino-carbonatítico com as várias intrusões situadas nas proximidades ou perto destes lineamentos. As rochas encaixantes ao CAT são metassedimentares mesoproterozoicas pertencentes às Formações Perau e Votuverava. Apresentam vestígios de ação metamórfica de fácies xisto verde, com deformação resultante do Ciclo Brasiliano, onde as foliações são orientadas fortemente na direção NE. Um dos primeiros registros da existência de rochas alcalinas na região de Tunas do Paraná foi indicado por Carvalho e Pinto (1937) ao encontrarem sienito cortado por pequenos diques de traquito considerando-o intrusivo nos metassedimentos do Açungui. O primeiro estudo geocronológico foi realizado por Cordani e Hasui em 1968 analisando amostras de sienito e gabro. No sienito foi analisada a biotita, obtendo idade de 115,5± 5,6 M.a. e no gabro foi utilizada rocha total, e a idade obtida foi de 108,4± 5,4 M.a., utilizando o método K/Ar. Outra amostra de sienito foi utilizada com o mesmo método para analisar feldspato potássico, tendo como idade o valor de 73,8± 3,7 M.a. Esses dados sugerem que o maciço se formou em fases magmáticas sucessivas, no intervalo do Cretáceo Inferior ao Cretáceo Superior (Cordani e Hasui, 1968 apud Fuck, 1972). Em 1982, Hara & Silva descrevem treze variedades de rochas alcalinas de Tunas, com base em características texturais e composição mineralógica, caracterizando duas ocorrências de brechas vulcânicas. Gomes et al. (1987 apud Baêta, 2004) descrevem as rochas do complexo como sienitos, sienitos alcalinos, gabros alcalinos, sienogabros, essexitos, sienodioritos, diques de microssienito, traquito, bostonito, bem como brechas vulcânicas, após estudo petrológico e geoquímico. Datações isotópicas pelos métodos K/Ar e Rb/Sr resultam em idades entre 60 e 120 M.a., com maior frequência entre 80 e 90 M.a. Importantes dados são fornecidos sobre a química mineral dos feldspatos, clinopiroxênios, anfibólios, biotitas, olivinas e óxidos de Fe e Ti, além de análises de rocha total. Os autores sugerem que as rochas do complexo têm uma origem a partir de cristalização fracionada de olivina, opacos, clinopiroxênios e plagioclásio como fases dominantes, assim como apatita, anfibólio, biotita, titanita e feldspato potássico de magmas parentais de natureza gábrica alcalina a sienítica alcalina, com temperaturas iniciais de 1200°C em gabros a 700°C em sienitos. A partir de um estudo petrográfico do complexo, Vasconcellos (1991) define que as rochas do maciço formaram-se a partir de cristalização fracionada de magmas álcali-gabróicos e álcali-sieníticos em diversas fases e as brechas vulcânicas correspondem às últimas etapas desse processo. Há dois estágios diferentes de formação das brechas, sendo que o mais antigo é o mais intenso e o segundo leva à formação da maior parte dessas rochas. A origem dos clastos das brechas é indicada como de rochas alcalinas, rochas encaixantes do maciço, fragmentos gerados durante o processo de brechamento e de material possivelmente mantélico (piroxenitos), enquanto a origem da matriz provém de processos de intrusão e fluidização. A autora também define que a química mineral das brechas tem identificação com a química mineral das demais rochas formadoras do complexo e que a parte sul do complexo é afetada pela Falha da Lancinha, enquanto a porção norte é influenciada pela Falha de Morro Agudo. Vasconcellos (1995), a partir de estudos geoquímicos e petrológicos, conclui que os diques do complexo são correspondentes à traquitos, e são distinguidos pela ausência de nefelina modal e pela presença de olivina, anfibólios e opacos. Através do método isotópico U-Pb em cristais de zircão de rochas sieníticas (ID – TIMS, 82,7 ± 0,7 M.a.; SHRIMP, 84,7 ± 1,2 Ma), Siga Júnior et al. (2007) confirmam que a intrusão alcalina de Tunas do Cretáceo Superior é associada tectonicamente com o Lineamento São Jerônimo-Curiúva, uma feição estrutural ligada ao Arco de Ponta Grossa. Xavier (2016) através de análises petrográficas e geoquímicas caracterizou a assembleia mineral de cada variedade. Ademais, identificou os minerais primários, tardi a pós-magmáticos e como estavam associados. A partir de análises nos feldspatos alcalinos, o trabalho indicou possivelmente uma variedade primitiva (verde) e uma mais evoluída (cinza). Dessa forma, pôde-se afirmar a existência de eventos magmáticos e pós-magmáticos distintos que cristalizaram os feldspatos alcalinos em condições de temperatura e fluidos variáveis, concluindo que o sienito verde é mais primitivo e o sienito cinza faz parte de um estágio tardio. Farias (2016) caracteriza quatro fases deformacionais pós-cretáceas no Complexo Alcalino de Tunas. No Mioceno, compressões ENE-WSW e distensões NNW-SSE geraram transcorrências sinistrais E-W, dextrais N-S e falhas normais NE-SW. Já no Plio-Pleistoceno, as estruturas NW-SE dextrais e NE-SW sinistrais foram provocadas por compressão N-S. Neste trabalho a deformação e apontada como de idade pleistocênica, assim como a deformação do Mioceno, foi formada por compressões NW-SE e distensões NE-SW resultando em estruturas de transcorrências dextrais E-W e falhas sinistrais N-S. A última fase deformacional, de idade holocênica formada por compressão aproximadamente E-W, reativa estruturas de direção N30E, transcorrências sinistrais E-W e NW-SE.

Figura 1. Mapa geológico do Complexo Alcalino de Tunas. Fonte: Farias (2016).

Estado da arte Sienitos são normalmente rochas maciças, sem orientação preferencial aparente em seus minerais constituintes e, portanto, comumente descritos como isótropos. A anisotropia de suscetibilidade magnética (ASM) veio demonstrar que sienitos não são totalmente isótropos. Diversos estudos de anisotropia magnética em rochas plutônicas denotam a vantagem da utilização desta técnica para determinação do fluxo da trama mineral em rochas félsicas a intermediárias cujas estruturas em escala mesoscópica não evidenciam deformações tectônicas. A Anisotropia de Suscetibilidade Magnética permite analisar a trama magnética da rocha, a orientação preferencial dos minerais magnéticos e permite sugerir a direção do fluxo do magma. A trama magnética é controlada por todos os minerais magnéticos (ferromagnéticos, diamagnéticos e paramagnéticos). O estudo estrutural de plútons sieníticos através do uso da ASM tem mostrado que muitos corpos, com ou sem magnetita, apresentam uma marcante homogeneidade direcional de estruturas. Esta homogeneidade direcional indica que volumes de magmas quando alojados na crosta podem se deformar quase na sua totalidade antes de cristalizar completamente. Magmas alojados na crosta rasa tendem a desenvolver tramas controladas por forças de corpo (convectivas, ascensionais). A ASM registra os deslocamentos finais do magma durante o alojamento na crosta terrestre e, desse modo, complementa todo um conjunto de técnicas estruturais e geoquímicas utilizadas na reestruturação geodinâmica de terrenos cristalinos (Archanjo et al. 2002). Como consequência desta técnica, a magnitude da susceptibilidade magnética volumétrica pode caracterizar a química da rocha, particularmente o seu conteúdo de ferro, e o seu mapeamento permite construir o modelo estrutural de um plúton.

Material e Métodos Em rochas alcalinas, o conteúdo de minerais com propriedades paramagnéticas é ligeiramente menor em comparação com rochas máficas. Contudo, a mineralogia das rochas do CAT composta por anfibólios, piroxênios, biotita e secundariamente minerais opacos contribui com o conteúdo magnético da rocha e contribui para a identificação de orientações magnéticas como foliações e lineações. Uma vez mapeada a petrotrama dos diferentes plútons e conhecidos os mecanismos responsáveis pelo seu desenvolvimento, torna-se possível sequenciar os eventos magmáticos e inseri-los no contexto deformacional do orógeno (Salazar, 2010). Uma análise de Orientação Preferencial de Forma (OPF) foi realizada antes da coleta de amostras para que de forma rápida pudesse ser verificada a coerência das subtramas de agregados de minerais máficos e dos agregados de feldspato. Nos estudos de Orientação Preferencial de Forma são necessárias a integração de dados pertencentes a pelo menos três faces da rocha subortogonais entre si. Os afloramentos em antigas pedreiras do CAT favorecem este tipo de estudo. Uma vez orientadas, estas faces são fotografadas com uma câmera digital de alta resolução, logo as imagens são transferidas ao computador para posterior tratamento utilizando programas de edição de imagem. Os minerais máficos são facilmente isolados da matriz clara. Uma vez isolada a fase máfica e a imagem transformada em binária, calculam-se os parâmetros de distribuição de máficos mediante o Método do Tensor de Inércia ou Interceptos. Durante as campanhas de campo, foram coletados cilindros de rocha de aproximadamente 2,2 cm de diâmetro com o auxílio de uma perfuratriz portátil adaptada. De cada ponto, é retirada a medida orientada da amostra com auxílio de bússola. Destas coletas, as amostras serão subdivididas e submetidas à análise através de um susceptibilímetro do tipo Kappabridge (AGICO) do Laboratório de Anisotropias Magnéticas e de Magnetismo de Rochas, no Instituto de Geociências da Universidade de São Paulo (LAM-IGc-USP). A partir dos dados obtidos no equipamento, o software Anisoft 4.2 da AGICO exibe as medições de susceptibilidade magnética dos três planos perpendiculares além da medida volumétrica da susceptibilidade magnética de cada espécime. Com este equipamento, uma sequência de 15 medidas de susceptibilidade magnética em diferentes orientações pode ser obtida, para obter a orientação e magnitude do elipsoide de susceptibilidade com eixos principais k1>k2>k3. A anisotropia total é obtida pela razão da susceptibilidade magnética máxima e mínima (P=k1/k3). Os resultados são processados no mesmo programa que permite analisar os parâmetros escalares (grau de anisotropia P e forma T) e direcionais (foliação e lineação) do elipsoide magnético. Por fim, o elipsoide da ASM representa a trama magnética da rocha.

Resultados A partir das campanhas de campo realizadas, foram obtidas 26 amostras das rochas do CAT procurando abranger as diferentes fácies. Nesta etapa verificou-se que as variedades próximas a diques de traquito e nas bordas do corpo possuem intenso faturamento. Além disso, com as análises de Orientação Preferencial de Forma (OPF) observaram-se duas tramas de baixa inclinação principais. Foram observadas diferentes fácies nos afloramentos descritos. A fácies predominante corresponde ao álcali-feldspato sienito de coloração cinza a esverdeada pela presença de egirina. Vislumbrou-se inclusive que ocorrem fácies de granulometria grossa com fenocristais maclados de feldspato alcalino maclados maiores que 6 cm, vesículas, cavidades miarolíticas, pegmatitos e porções de textura fanerítica média composta majoritariamente por feldspato alcalino, piroxênio, anfibólio e biotita. As fácies com aspecto pegmatítico mais expressivo não foram objeto de muita amostragem devido a presença de cristais de quartzo e que dificulta a coleta da amostra e não representa uma textura predominante no complexo.

Discussões e Conclusões A caracterização e compreensão de posicionamento de corpos plutônicos requer um estudo detalhado das rochas de suas adjacências bem como da petrografia destes corpos. Por este motivo foram considerados os trabalhos de Xavier, 2016 e Farias, 2016. Sendo que o primeiro indica a existência de eventos magmáticos e pós-magmáticos distintos que cristalizaram os feldspatos alcalinos em condições de temperatura e fluidos variáveis, concluindo que o sienito verde é mais primitivo e o sienito cinza faz parte de um estágio tardio e o segundo, caracteriza quatro fases deformacionais pós- cretáceas no Complexo Alcalino de Tunas. A presença de cavidades miarolíticas em algumas fácies sugere a colocação do corpo em posição rasa, pois estas são formadas durante fases finais de cristalização de corpos plutônicos. Conforme a trama mineral obtida, inicialmente observada de baixa inclinação, mais evidente será o fato das forças de corpo ascendente terem contribuído para a variação textural apresentada pelo CAT e a formação de estruturas subcirculares distintas.

Atividades Futuras Como atividades futuras, estão previstas as análises dos cilindros de rocha no susceptibilímetro do LAM-IGc-USP, além de obtenção das orientações preferenciais de forma, através do processamento das imagens de afloramentos em 3 planos obtidas durante as campanhas de campo. Como produtos finais pode-se mencionar a confecção de um mapa de tramas magnéticas para o Complexo Alcalino de Tunas a partir dos dados de anisotropia de suscetibilidade magnética mensurados, bem como a elaboração de artigo científico. Além disso, propõe-se a elaboração de um modelo evolutivo do complexo com base nas tramas magnéticas interpretadas e sua petrografia.

Agradecimentos A autora agradece ao Programa de Pós-Graduação em Geologia da UFPR, ao Laboratório de Anisotropia Magnética (LAM-IGc-USP) e aos laboratórios do Departamento de Geologia pelo apoio e infraestrutura.

Referências Almeida, F.F.M.; 1967. Origem e evolução da plataforma brasileira. Ministério das Minas e Energia. Boletim n. 241. Rio de Janeiro. 36p. Archanjo, C. J. et al. 2002. Granite fabrics and regional-scale portioning in the Seridó belt (Borborema Province, NE Brazil). Tectonics 21(1). Baêta, R. M. 2004.Caracterização petrográfica, faciológica e tecnológica das rochas ornamentais do Complexo Alcalino de Tunas/PR. 164 f. Dissertação de mestrado, Universidade Federal do Paraná. Curitiba, Paraná. Carvalho, P. F. & Pinto, E. A. 1937. Reconhecimento Geológico na Série Assunguy. Bol. Serv. Geol. Miner. v. 71, 29p. Cordani, U. G.; Hasui, Y. 1968. Idades K-Ar de rochas alcalinas do primeiro planalto paranaense do Estado do Paraná. XXII Congresso Brasileiro de Geologia, Belo Horizonte, p. 149-155. Farias, T. F. S. 2016. Tectônica rúptil pós-cretácica do Complexo Alcalino de Tunas (PR). Dissertação de Mestrado. 149 p. Programa de Pós-Graduação em Geologia – UFPR. Fuck, R. A. 1972. Geologia do maciço alcalino de Tunas: Paraná – Brasil. Tese de Doutorado. Instituto de Geociências. 89p. USP. Salazar, C. A. 2010. Anisotropia de Susceptibilidade Magnética dos plútons Ribeirão Branco, Sguário e Capão Bonito e implicações tectônicas para a Faixa Ribeira (Domínio Apiaí, SP). Tese de Doutoramento. USP. Siga Jr, O. et al. 2007. O Maciço Alcalino de Tunas, PR: Novos dados Geocronológicos. Revista do Instituto de Geociências – USP. 7:71-80. Vasconcellos, E. M. G. 1991. Investigações geológicas e petrológicas das brechas vulcânicas do maciço de Tunas, PR. Dissertação de mestrado. 147p. USP – Instituto de Geociências. São Paulo. VASCONCELLOS, E.M.G. 1995. Petrologia e geoquímica de diques e “plugs” alcalinos da região do Vale do Ribeira, divisa dos Estados do Paraná e São Paulo. 222 f. São Paulo. Tese de Doutorado, Universidade de São Paulo.

Dados Acadêmicos Modalidade: mestrado – qualificação. Data do Exame de Qualificação: (junho/2019) Título original do Projeto de Pesquisa: Caracterização da anisotropia de suscetibilidade magnética no Sienito Tunas, PR Data de ingresso na Pós-Graduação: abril/2018; Área de Concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: Evolução Crustal; Possui bolsa: não

22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná

24 a 28 de junho de 2019

Curitiba - PR

Condicionantes hidrogeológicos e comportamento do fluxo da água subterrânea em meio anisotrópico, heterogêneo e de baixa permeabilidade

Tereza Cristina Ferreira Campos Morato Filpi [email protected] Gustavo Barbosa Athayde

Palavras-chave : modelagem numérica, porosidade secundária, modelagem de fluxo.

Introdução O fluxo da água subterrânea ocorre através da movimentação existente entre os poros, chamado de porosidade primária, ou entre as descontinuidades e dissoluções do meio, conhecido como porosidade secundária. Esse movimento é influenciado, dentre outros fatores, pela conexão entre os poros, conhecido como permeabilidade e pela condutividade hidráulica (K), que leva em consideração as características do meio e do fluido, e está relacionada com a velocidade de circulação do fluxo subterrâneo. Dessa forma, ao caracterizarmos o fluxo existente em meios anisotrópicos, heterogêneos e de baixa permeabilidade, estamos trabalhando com rochas geologicamente distintas, com baixa conexão entre seus poros e com valores de K, que variam em cada ponto do aquífero. Apesar de usarmos os meios isotrópicos para ensinar os parâmetros hidrogeológicos básicos, os aquíferos existentes na natureza são, em geral, meios anisotrópicos, por isso existe uma grande importância em se entender o fluxo e todas as complexidades que giram em torno deste tipo de sistema hidrogeológico. Ao se compreender qual a interação existente entre o meio geológico e o fluxo da água subterrâneo é possível gerar modelos mais robustos que possibilitam a redução de custos, de riscos e a melhor gestão dos recursos. Sendo assim, o presente trabalho, busca através da modelagem numérica do fluxo existente nas rochas da Formação Irati, caracterizar o fluxo subterrâneo em modelos 2D e 3D, assim como, estabelecer quais são os condicionantes geológicos que mais contribuem no fluxo subterrâneo e qual a sua relação com a geologia das rochas de baixa permeabilidade presentes na Formação Irati. A área de estudo será a cidade de Guapirama e seu entorno, situada na região nordeste do estado do Paraná (Figura 1). O município foi escolhido devido a existência de poços pertencentes a Sanepar, que segundo perfil descritivo, interceptam as rochas da Formação Irati, e possuem lentes de carbonatos descritas durante a perfuração dos poços tubulares.

Figura 1. Localização da cidade de Guapirama, cidade em que estão localizados os poços que serão utilizados para perfilagem geofísica que será realizada no estudo. Através do estudo também busca-se entender o fluxo existente entre carbonatos e rochas vulcânicas, nas rochas da Formação Irati, conhecidas por serem folhelhos siltosos ou não, de coloração cinza escuro a preto pirobetuminosos em associação com carbonatos (Paulipetro, 1982). A partir desta compreensão será possível relacionar os condicionantes geológicos que caracterizam zonas com permeabilidade mais elevada que outras regiões, podendo subsidiar estudos relacionados a migração de hidrocarbonetos, a partir de modelos análogos modernos, por exemplo.

Estado da arte Segundo Brito (2018) os dados de testes de bombeamento, perfis construtivos e geológicos dos poços realizados durante a sua perfuração e as análises químicas, formam juntos, os dados históricos do poço. Ao juntar estas informações com a caracterização das descontinuidades através do uso de perfilagem geofísica, utilizando os aparelhos de perfilagem acústica, óptica, flowmeter e perfis gamma, juntamente com as informações de variação do nível de água e teste de bombeamento recente, Brito foi capaz de montar o modelo conceitual do CPIPH. A partir do modelo criado, o autor diz ser possível o entendimento do fluxo em uma escala local para o fluxo em meio fraturado. Tendo como base o trabalho de Brito, podemos concluir que os métodos de perfilagem geofísica se mostram capazes portanto de auxiliar o estudo do fluxo em meios de porosidade secundária gerada pelas descontinuidades da rocha do aquífero. Barbosa et. al. (2017) diz que através da interpretação dos perfis geofísicos é possível determinar as eletrofácies que auxiliam na definição dos contatos , na interpretação litológica e na correlação poço a poço. Enquanto que os dados dos relatórios históricos dos poços podem ser utilizados para caracterizar as condições hidrogeológicas das diferentes unidades aquíferas do estudo, como condutividade hidráulica, transmissividade, porosidade efetiva e coeficiente de armazenamento. Sendo assim o modelo conceitual que será montado utilizará: dados da perfilagem geofísica de poços; juntamente com os dados de geologia estrutural da área, coletados através de trabalhos de campo e descrição de afloramentos; somados com os dados históricos dos poços perfilados e de poços do entorno da cidade de Guapirama. A geofísica de poço consiste na análise de medições contínuas ou pontuais das propriedades físicas feitas em poços ou em sondagens (Keys, 1990). Ela fornece informações sobre descontinuidades, litologias, propriedades do fluido e condições do poço de alta resolução (Day-Lewis et al., 2017). Na área de hidrogeologia, a ênfase maior é dada para os perfis elétricos, porém, para um estudo mais completo, sugere-se incluir um perfil geológico da perfuração, um perfil de potencial espontâneo, um perfil de resistividade, um perfil de gama natural e um perfil de cáliper (Freezy and Cherry, 1979). Para o modelo numérico, semelhante ao trabalho de Alberto e Chang (2003), para a fase de preparação do mesmo, é importante a descrição e a interpretação dos poços disponíveis na área, podendo auxiliar na formação do arcabouço geológico local que será a base da formulação do mesmo. Dessa forma conhecendo as diferenças de porosidade existentes e tendo como base outros parâmetros hidrogeológicos como a equação geral do fluxo juntamente com as condições de contorno (Alberto e Chang, 2003) , o modelo numérico de fluxo, permite representar as condições do meio em um dado intervalo de tempo, para simular qual será a resposta do aquífero diante das intervenções naturais e antrópicas que possam incidir nele, a partir da análise matemática sob uma determinada condição inicial (Paula e Velásquez, 2013). Os dados de anisotropia podem ser relacionados às unidades aquíferas e a condutividade hidráulica pontual do aquífero. Deve ser feita uma análise em relação às famílias de fraturas presentes no meio, além da análise das aberturas das fraturas em calcários, e então a partir destas informações definir-se uma direção de importância para o fluxo. A condutividade geral da região pode ser então regida pelas fraturas em que os condutos apenas ajudam na homogeneização do sistema, com tal fato sendo confirmado quando a variação da condutividade hidráulica calculada se mostrar sem grandes variações (Paula e Velásquez, 2013).

Material e Métodos Para melhor compreensão do comportamento do fluxo da água subterrânea dentro das rochas da formação Irati, será realizado a elaboração de um modelo conceitual e numérico do mesmo. Dessa forma dividiu-se a pesquisa em 4 etapas: preparação e caracterização da área de estudo através de um levantamento regional de toda área; perfilagem geofísica dos poços da Sanepar situados na cidade de Guapirama; montagem do modelo conceitual e aplicação do modelo numérico (Figura 2).

Figura 2. Fluxograma esquemático para ilustrar os materiais e métodos desta pesquisa.

Na fase inicial do projeto, será realizada revisão bibliográfica, através da análise de trabalhos anteriores sobre as rochas da Formação Irati, relação entre óleo e o fluxo da água subterrânea, perfilagem geofísica de poços e fluxo de água subterrânea em rochas fraturadas e cársticas, além do levantamento de mapas (geológico, topográfico, etc) da área de estudo. Ainda na etapa de preparação serão revistos conceitos hidrogeológicos (regime de fluxo, condições iniciais e de contorno, discretização de malha, etc) para auxiliar na etapa de montagem do modelo conceitual e na escolha do método (diferenças finitas e infinitas) e do programa que será utilizado para modelagem numérica. Também serão analisadas as informações já existentes sobre os poços da Sanepar que serão utilizados para a perfilagem hidrogeofísica assim como os perfis construtivo e litológico dos poços existentes nas cidades do entorno de Guapirama. Na segunda etapa do projeto serão realizados os levantamento de campo, através da descrição de afloramentos visando caracterizar a geologia da região e, a partir da técnica de scanline, quantificar as descontinuidades aparentes em superfície e suas atitudes e direções. Em seguida será realizada a perfilagem hidrogeofísica dos poços da Sanepar, localizados na cidade de Guapirama, utilizando HRAT (High Revolution Acoustic Televiewer), Heat-pulse Flowmeter,perfil gamma e perfil sônico. A partir dos dados obtidos com a perfilagem será possível identificar as descontinuidades nas rochas dos poços, suas litologias e o comportamento do fluxo de forma pontual. A partir da análise nos resultados da perfilagem, da sua junção com os dados coletados em campo e dos dados existentes nos relatórios dos outros poços será possível expandir os resultados para uma área mais abrangente. Logo, em uma terceira etapa, inicia-se a montagem do modelo conceitual. Para o modelo conceitual será necessário a organização dos dados através de um sistema de informação geográfica (SIG) que serão posteriormente georreferenciados, utilizando o software Qgis 3.4. Em seguida serão calculados os dados dos parâmetros hidrogeológicos de permeabilidade (k), condutividade hidráulica (K) e transmissividade (T) presentes na área, através dos testes de bombeamento dos poços da Sanepar. Serão utilizados dados dos valores médios mensais de temperatura e precipitação baseados em dados das Normais Climatológicas das séries históricas da estação climatológica INMET-Embrapa presente em Joaquim Távora para estimar os valores de recarga e descarga a partir do método de Thornthwaite e Mather (1955) e Fenn et al. (1975). Serão então confeccionados um mapa digital do terreno, a partir de imagem SRTM, adquirida de forma gratuita no site da EMBRAPA, possibilitando a visualização de divisores de água e drenagens; um mapa de declividade; um mapa topográfico e mapa de superfícies potenciométricas, criado a partir da análise das cargas hidráulicas medidas nos poços da Sanepar. Serão também confeccionados perfis geológicos e construtivos a partir dos dados obtidos na perfilagem geofísica dos poços, caracterização das descontinuidades de subsuperfície e sua relação com o fluxo de água. Para conclusão desta terceira etapa, será realizada a caracterização hidrogeológica, utilizando todas as informações coletadas anteriormente. A partir desta caracterização, será obtido o modelo hidrogeológico conceitual da área, com a geometria do sistema, propriedades das camadas, condições iniciais e de contorno e as direções do fluxo da água subterrânea. Na quarta etapa do projeto será realizada a seleção do método numérico e do software, além da tradução do modelo conceitual para a linguagem matemática de software e sua simulação final. A escolha do software deve levar em consideração a complexidade do modelo conceitual, o tipo de malha e método de resolução das equações que regem todo o sistema e se será bi ou tridimensional. Para isso deve-se definir se será utilizado regime de fluxo estacionário ou transiente e se será utilizado método de diferenças finitas ou de elementos finitos. Por termos uma área de estudo dotada de certa complexidade e do fato do objetivo deste estudo estar ligado ao entendimento do fluxo em meio anisotrópico, com contornos irregulares e um domínio heterogêneo, optou-se por trabalhar com o método de elementos finitos através do software FeeFlow.

Resultados esperados Espera-se que com através da junção das informações coletadas através da perfilagem geofísica dos poços com os dados coletados em campo e os dados históricos do poço, seja possível criar um modelo conceitual robusto e completo, que será posteriormente equacionado em um modelo numérico que nos permitirá fazer simulações para avaliar o comportamento do aquífero em diferentes situações e dessa forma tentar compreender os condicionantes geológicos do fluxo que atuam em meio anisotrópico e heterogêneo de dupla porosidade atuante.

Atividades Futuras Até o presente momento esta sendo realizada a revisão bibliográfica que se estenderá durante todo o tempo da pesquisa. As atividades a seguir foram melhor descritas e planejadas no cronograma presente na figura 3.

Figura 3. Cronograma de atividades futuras proposto para que seja possível cumprir o objetivo geral do projeto.

Agradecimentos Agradecimentos ao Laboratório de Pesquisas Hidrogeológicas (LPH) e ao Laboratório de Análises de Minerais e Rochas (LAMIR) pelo apoio técnico e financeiro dado a esta pesquisa inserida no projeto Diagenesis, a Royal Dutch Shell Group pelo financiamento do projeto, à Universidade do Paraná (UFPR) e ao Programa de Pós-Graduação em Geologia.

Referências Alberto, M. C.; Chang, H. K. 2003. Fluxo da Água Subterrânea em Sistema de Encosta-Rio, Munícipio de Paulínia (SP): Caracterização e Simulação Numérica. São Paulo,Unesp, Boletim Geociências 22: 117-128. Brito, D. O. 2018. Modelo Hidrogeológico Conceitual do Campo de Poços do IPH, Sistema Aqiífero Fraturado Pré- Cambriano, Região de Porto Alegre, RS. MS Dissertation, Instituto de Pesquisas Hidráulicas, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Porto Alegre, 139 p. Day-Lewis, F. D.; Slater, L. D.; Robinson, J.; Johnson, C. D.; Terry N.; Werkema, D. 2017. An Overview of Geophysical Technologies Appropriate for Characterization and Monitoring at Fractured-Rock Sites. Journal of Environmental Management. 204: 709-720. Freeze, R. A.; Cherry, J. A. 1979. Groundwater. Prentice Hall, Englewood Cliffs. Groundwater Resource Evaluation, 8, p.303 - 383. Traduzido, 2017, Oliveira, E.; Finotti, A. R.; Abreu, A. E. S.; Paiva, A. L. R.; Bertoni, B. G. L.; Vasques, E. R.; Antonelli, F.; Silva Jr, G. C.; Miranda, H. C. R.; Wanfries, I.; Diniz, J. A. O.; Rela, J. Y.; Rempel, K.; Salles, L.Q.; Mancuso, M. A.; Simonato, M. D.; Lucas, M. C.; Gandolfo, O.C. B.; Souza, R. T. P.; Cescani, V. K.; Nogueira, D.; Manzione, R. L., São Paulo. Avaliação de Recursos Hídricos Subterrâneos, 8, p. 344-428. Keys, W. S.1990. Techniques of Water Resources Investigations of the United States Geological Survey. Federal Center, Denver. Borehole Geophysics Applied to Ground-Water Investigations, 2, E2, 165 p. Paula, R. S.; Velásquez, L. N. M. 2013. Modelagem Numérica de fluxo de um Aquífero Cárstico-Fissural, Revista Águas Subterrâneas, 27 (2): 66-78 Paulipetro-Consórcio CESP-IPT (Instituto Tecnológico do Estado de São Paulo). 1982. Geologia da Bacia do Paraná - Reavaliação da Potencialidade e Prospectividade de Hidrocarbonetos. São Paulo, p. 41-74.

Dados Acadêmicos Modalidade:Mestrado. Data do Exame de Qualificação: 06/2020 Título original do Projeto de Pesquisa: Estudo do fluxo de água subterrânea em meio anisotrópico, heterogêneo e de baixa permeabilidade Data de ingresso na Pós-Graduação: 04/2019; Área de Concentração: Geologia Ambiental; Linha de Pesquisa: Recursos Hídricos; Possui bolsa: Sim, Diagenesis. 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Estudo estratigráfico integrativo da transição glacial – pós-glacial do Neopaleozoico da Bacia do Paraná

Thammy Ellin Mottin [email protected] Orientador: Fernando F. Vesely (Departamento de Geologia/UFPR) Coorientadora: Isabel P. Montañez (Earth and Planetary Science/UC Davis)

Palavras-chave: Grupo Itararé, Formação Rio Bonito, interglacial

1. Introdução A transição entre os depósitos glácio-influenciados do Grupo Itararé para os depósitos pós- glaciais portadores de carvão da Formação Rio Bonito oferece um registro sedimentológico completo e detalhado do colapso da Era Glacial Neopaleozoica na região sudoeste do Gondwana. Trabalhos recentes sobre este intervalo têm enfatizado individualmente a sedimentologia, paleontologia e geocronologia, o que comumente resulta em conclusões conflitantes em relação ao timing e extensão glacial durante a penúltima era glacial da Terra. Assim, este projeto propõe a integração de diferentes ferramentas na análise dos registros glaciais–pós-glaciais do Neopaleozoico da Bacia do Paraná. A fim de avaliar os aspectos paleoambientais e paleogeográficos do intervalo, a faixa de afloramento permocarbonífera na borda leste da Bacia do Paraná, entre o sul do estado de São Paulo e norte de Santa Catarina, foi selecionada como área de estudo (Fig. 1). O principal objetivo deste projeto é a caracterização dos estágios finais da deglaciação registrados no topo do Grupo Itararé e da transição para condições pós-glaciais da Formação Rio Bonito. Para tal, os seguintes objetivos específicos foram estabelecidos: i) Construção de um arcabouço estratigráfico regional do intervalo, que dê suporte aos dados bioestratigráficos e geocronológicos; ii) Caracterização paleoclimática da transição glacial-pós-glacial; iii) Avaliação do contexto paleoambiental e paleogeográfico do intervalo.

Fig. 1. a) Delimitação da área de estudo na Bacia do Paraná. b) Faixas de afloramento dos Grupos Itararé e Guatá/Passa Dois, na borda leste da bacia, entre o estado de São Paulo (SP) e Santa Catarina (SC). No mapa estão indicados sentidos de paleofluxo obtidos na parte superior do Grupo Itararé (em preto) e base da Formação Rio Bonito (em azul), de acordo com suas localizações geográficas. c) Bacia do Paraná e terrenos tectônicos circundantes que podem ter atuado como terrenos-fonte. Modificado de: Basei et al. (2008); Nascimento et al. (2017).

Tendo em vista os problemas expostos, as principais hipóteses a serem testadas são: (i) a retirada definitiva das massas de gelo na Bacia do Paraná ocorreu de forma diácrona ao longo da margem leste da bacia, sendo progressivamente mais antiga a sul; (ii) Múltiplos centros irradiadores de geleiras controlados por paleo-altos topográficos estavam ativos durante este intervalo, fornecendo sedimentos à Bacia do Paraná; e (iii) A transição glacial-pós-glacial não ocorreu de forma climaticamente contínua, tendo sido pontuada por evento(s) de relativo aquecimento climático. 2. Estado da arte No final da Era Paleozoica, a bacia intracratônica do Paraná estava posicionada em latitudes médias (~45-55°S; Torsvik e Cocks, 2013) no Gondwana. Dessa forma, abriga um registro sedimentar glácio-influenciado de cerca de 1300 m de espessura referido como Grupo Itararé, o qual compreende pavimentos estriados, estruturas de deformação glaciotectônicas e clastos caídos em facies glácio- marinhas (e.g. Fallgatter e Paim, 2018; Rosa et al., 2019). O Grupo Itararé foi sucedido, no início do Permiano, pela Formação Rio Bonito/Tatuí, unidade que encerra conglomerados, arenitos, lamitos e carvão depositados em ambientes flúvio-deltaicos a marinhos rasos. Este intervalo estratigráfico registra mudanças paleoclimáticas e paleoambientais significativas nas bacias do sul do Gondwana, com a transição de condições glaciais e áridas para condições úmidas e sazonais. Terrenos adjacentes à Bacia do Paraná e que podem ter servido como áreas-fonte são amplamente representados por rochas plutônicas e metamórficas relacionadas à orogenia Pan-Africana, à qual é atribuída idade U-Pb Neoproterozoica (950-550 Ma). No lado africano, ressalta-se o Cinturão Damara, com idades Neoproterozoicas dominantes e idades Mesoproterozoicas e Paleoproterozoicas subordinadas (Fig. 1c). Adicionalmente os crátons Congo e Tanzânia, localizados a norte e leste do Cinturão Damara, também são enriquecidos em zircões de idade Neoproterozoica-Mesoproterozoica, bem como idades Paleoproterozoicas localizadas (e.g. Nascimento et al. 2017; Griffis et al., 2018). 3. Material e Métodos Os métodos empregados neste projeto compreendem a coleta e análise de dados da literatura, aquisição de dados de campo, trabalhos de laboratório e de escritório. A aquisição de dados de campo inclui a descrição de fácies sedimentares, levantamento de perfis estratigráficos verticais, coleta de amostras, tomada de paleocorrentes e descrição de testemunhos de sondagem. Quatro etapas de campo totalizando dezessete dias já foram realizadas. Os trabalhos de laboratório envolverão as etapas de preparação e análise química, por fluorescência de raios-x de lamitos, para a aplicação do Chemical Index of Alteration (CIA; Nesbitt & Young, 1982), já em andamento; separação e imageamento por microssonda eletrônica de grãos de zircão de arenitos e posterior análise geocronológica de isótopos U- Pb e Hf por ablação a laser associada com espectrômetro de massas com plasma indutivamente acoplado (LA-ICP-MS), a ser desenvolvida na Universidade da Califórnia (Davis). Atividades a serem desenvolvidas no escritório compreendem a compilação e análise de dados da bibliografia, processamento e interpretação dos dados obtidos neste projeto, utilizando, quando necessário, softwares específicos. 4. Resultados Preliminares 4.1. Registro Sedimentar e Paleoflorístico do topo do Grupo Itararé Os depósitos Mississipianos a Cisuralianos do Grupo Itararé compreendem múltiplas sucessões cíclicas interpretadas como resultado de eventos de expansão e retração glacial. Na região norte do Paraná, a Formação Taciba contém evidências de dois episódios de avanço glacial separados entre si por depósitos deltaicos que refletem um estágio interglacial. Os depósitos deltaicos estão colocados entre dois espessos pacotes de diamictito gláciomarinhos, possuem espessura entre 8 e 40 metros e extensão lateral mínima de 40 km. Três associações de fácies foram definidas, da base para o topo: lamitos prodeltaicos, heterolitos de frente deltaica influenciada por maré e arenitos de planície deltaica influenciada por maré. Os depósitos prodeltaicos estão assentados abruptamente sobre a unidade de diamictito inferior e consistem de lamitos fracamente laminados contendo raros grânulos e seixos caídos e espessura variando de poucos centímetros a 4 metros. Os heterolitos de frente deltaica compõem sucessão granocrescente de 7 a 20 metros de espessura, caracterizada pelo empilhamento de fácies com acamamento linsen, wavy e flaser, respectivamente. Clastos caídos tornam-se progressivamente mais raros para o topo. O retrabalhamento por correntes de maré é pervasivo nesta associação, evidenciado por paleocorrentes bidirecionais, presença de heterolitos e drapes de argila nos foresets de ripples. A associação de planície deltaica trata-se de um intervalo predominantemente arenoso, de 4 a 15 metros de espessura, cujo contato basal com os heterolitos de frente deltaica é gradacional. As fácies predominantes são arenitos com estratificação cruzada planar e acanalada, enquanto arenitos maciços, com estratificação plano-paralela, com drapes de argila, lamitos e arenitos conglomeráticos com estratificação cruzada acanalada ocorrem secundariamente. Nesta associação são registrados arenitos com pervasivas marcas de raízes, camadas de carvão e elementos relictos de Botrychiopsis plantiana, Botrychiopsis obovata, Phyllotheca sp., Paracalamites sp. e Cordaicarpus sp. (Fig. 2e-h). Análises preliminares de CIA para lamitos dos depósitos deltaicos do norte do Paraná mostraram valores entre 68,69 (Ibaiti) e 69,46 (Tomazina).

Fig. 2: Características sedimentares e paleoflorísticas do intervalo deltaico do topo do Grupo Itararé. a) Acamamento linsen com drapes de argila; b) Intercalação lamo-arenosa interpretada como depósitos de frente deltaica inferior; c) Ritmitos com ripples bidirecionais e clastos caídos de frente deltaica; d) Arenito feldspático com estratificação cruzada acanalada de médio porte, típica fácies de planície deltaica; e) Botrychiopsis plantiana em siltito; f) Phyllotheca sp., (esquerda inferior) e Paracalamites sp. (direita); g) Botrychiopsis plantiana; h) Perfis compostos dos depósitos deltaicos levantados em Ibaiti, Tomazina e Wenceslau Braz e dados de paleocorrente. 4.2. Registro inédito de “floresta fóssil” na base da Formação Rio Bonito Moldes de Lycophyta em posição de vida foram descritos base da Formação Rio Bonito (Membro Triunfo) na região nordeste do Paraná, posicionados a cerca de quatorze metros acima do último diamictito do Grupo Itararé. Aproximadamente 115 moldes da espécie Brasilodendron sp. preenchidos por sedimentos e com preservação variável da parte externa dos troncos foram identificados e mapeados através de GPS de alta precisão (Fig. 3a-e; 3g). Todos os moldes estão assentados no mesmo nível estratigráfico (Fig. 3a; 3f), um paleossolo síltico argiloso pouco desenvolvido, no qual são evidentes marcas de raízes de até 75 cm de profundidade e estruturas de ancoragem das plantas (Fig. 3b). Foram medidos nove perfis estratigráficos verticais que englobam associações de fácies inferiores, superiores e lateralmente equivalentes ao nível das licófitas, a fim de caracterizar os paleoambientes de vida e soterramento das mesmas. A comunidade de licófitas está enraizada em associação de fácies sedimentar composta por lamitos maciços com matéria orgânica, siltitos/arenitos muito finos com ripples e bioturbação moderada (Diplocraterion e Skolithos) e heterolitos laminados. Ocorrem ainda nesta associação, restos de Pecopteris sp., Paracalamites sp. e folhas de Brasilodendron sp. A associação de fácies envolvida no soterramento dos troncos é composta por arenitos finos a muito finos maciços com ripples, laminação plano-paralela, estruturas de deformação de sedimentos inconsolidados e graus variáveis de bioturbação (Skolithos). Acima desta associação ocorre camada de pelito carbonoso com abundantes marcas de raízes e camada de carvão com 15 cm de espessura. Através de contato erosivo com a camada de carvão, ocorre associação de fácies constituída por arenitos finos a grossos, com estratificações cruzadas acanaladas, planares, de baixo ângulo e ripples, além de camadas argilosas centimétricas. Por fim, ocorre heterolito com acamamento linsen e bioturbação intensa (Planolites/Palaeophycus, Diplocraterion).

Fig. 3: a) Relação lateral dos troncos de licófitas com tendência de agrupamento (indicados pelas setas em amarelo); b-e) moldes de diferentes diâmetros e graus de preservação do revestimento externo; f) Perfil indicando o posicionamento estratigráfico geral dos fósseis de Brasilodendron sp.; g) Distribuição espacial dos troncos de licófitas na base da Formação Rio Bonito. Setas em preto indicam paleocorrentes uni/bimodais medidas. 4.3. Paleotransporte Aproximadamente 1500 dados de paleocorrentes foram coletados até o momento, abrangendo as partes médio-superior e superior do Grupo Itararé e parte inferior da Formação Rio Bonito nos estados do Paraná e Santa Catarina. De forma geral, a parte médio-superior do Grupo Itararé exibe paleotransporte predominante para NW e NE no norte do Paraná. O intervalo superior, equivalente à Formação Taciba, possui paleotransporte para SW/WSW (predominante) e NE (subordinado) no norte do Paraná e SW no norte de Santa Catarina. Depósitos basais da Formação Rio Bonito no estado do Paraná mostram paleocorrentes predominantes para SW, com variações secundárias para NW e NE. 5. Discussões e Conclusões Preliminares A instalação de ambiente deltaico no topo do Grupo Itararé foi interpretada como um estágio interglacial devido às seguintes evidências: i) posicionamento entre dois pacotes de diamictitos glácio- influenciados, contendo clastos caídos, clastos facetados e estriados; ii) desenvolvimento de uma planície deltaica e progressivo decréscimo em clastos caídos para o topo da sucessão, indicando a presença de uma linha de costa sem influência glacial; e iii) desenvolvimento de vegetação, comprovada por elementos de Botrychiopsis, Cordaites, Gangamopteris e Phyllotheca, e deposição de carvão, o que atesta um evento de melhora climática. A combinação de Botrychiopsis e Phyllotheca e a presença de Gangamopteris são comuns no início do Permiano (Asseliano) em depósitos da Formação Rio Bonito do Rio Grande do Sul e depósitos do noroeste da Argentina (e.g. Iannuzzi et al., 2007; Césari e Chiesa, 2017), o que sugere diacronismo na retirada definitiva das geleiras de sul para norte da bacia. Dados paleoclimáticos preliminares mostram proximidade entre os valores de CIA obtidos no intervalo interglacial e dados da literatura para fases pós-glaciais (e.g. Scheffler et al., 2006). Florestas fósseis de licófitas preservadas in situ são relativamente raras no registro do Neopaleozoico, com ocorrência restrita, até hoje, a depósitos Carboníferos de regiões paleoequatoriais (atual Canadá, Estados Unidos e Europa ocidental). Este trabalho traz a primeira descoberta e descrição de floresta de licófitas no Gondwana, dentro dos depósitos Permianos da Formação Rio Bonito. O gap temporal entre as ocorrências de florestas de baixa e média latitudes provavelmente está relacionado a questões climáticas. O Carbonífero nas regiões de baixas latitudes era caraterizado por clima quente e úmido, passível de deposição de espessos depósitos de carvão (DiMichele e Falcon- Lang, 2011). No mesmo período, a Bacia do Paraná experimentava um clima mais frio e seco relacionado à Glaciação Neopaleozoica, o que deve ter postergado a implantação destas plantas. 6. Atividades Futuras Estão previstas mais três campanhas de campo: norte de Santa Catarina (Mafra/Itaiópolis), sudeste do Paraná (Imbituva/Ipiranga/São João do Triunfo/Teixeira Soares) e sul de São Paulo. Quatro testemunhos de sondagem armazenados na Litoteca Regional de Araraquara aos cuidados da CPRM serão descritos e amostrados para análise de CIA. Cristais de zircão de cinco amostras de arenito serão datados para análise de proveniência, entre outubro de 2019 e março de 2020. Quatro artigos estão previstos para este projeto, os dois primeiros serão apresentados para o Exame de Qualificação (05/20) e outros dois para a Defesa da Tese (11/21). 7. Agradecimentos Este trabalho conta com suporte financeiro do Projeto a) “Avaliação dos Controles Sedimentologicos, Estratigráficos e Tectônicos na Distribuição e Qualidade de Reservatórios Siliciclásticos” - Petrobrás (Processo SEI 23075.003394/2018-17), b) Projeto CNPq “A sucessão megaflorística neocarbonífera-eopermiana da Bacia do Paraná e as mudanças climáticas” (processo CNPq 430096/2016-0), coordenado pelo Dr. Roberto Iannuzzi (UFRGS) e c) “Late Paleozoic Glaciation- Climate Dynamics in West-Central Gondwana: Geochronologic, Sedimentologic, and Paleoclimate Insight, Paraná Basin, Brazil” (NSF), coordenado pela Dra Isabel Montañez (UC-Davis). A discente agradece à Capes pela concessão da bolsa. 8. Referências Basei M.A.S, Brito Neves B.B., Siga Junior O., Babinski M., Pimentel M.M., Tassinari C.C.G., Hollanda M.H.B., Nutman A., Cordani U.G. 2010. Contribution of SHRIMP U-Pb zircon geochronology to unravelling the evolution of Brazilian Neoproterozoic fold belts. Precambrian Research, 183: 112-144. Césari S.N., Chiesa J.O. 2017. Palynology of the Bajo de Veliz Formation, central-western Argentina: Implications for Carboniferous-Permian transition biostratigraphy. Journal of South American Earth Sciences, 78: 238-249. DiMichele W.A., Falcon-Lang H.J. 2011. Pennsylvanian ‘fossil forests’ in growth position (T0 assemblages): origin, taphonomic bias and palaeoecological insights. Journal of the Geological Society of London, 168: 585-605. Fallgatter C., Paim P.S.G. 2018 On the origin of the Itararé Group basal nonconformity and its implications for the late Paleozoic glaciation in the Paraná Basin, Brazil. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology (in press). Griffis N.P., Montañez I.P., Fedorchuk N., Isbell J., Mundil R., Vesely F.F., Weinshultz L., Iannuzzi R., Gulbranson E., Taboada A., Pagani A., Sanborn M.E., Huyskens M., Wimpenny J., Linol B., Yin Q.Z. 2018. Isotopes to ice: Constraining provenance of glacial deposits and ice centers in west-central Gondwana. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology (in press). Iannuzzi R., Souza P.A., Holz M. 2007. Lower Permian post-glacial succession in the southernmost Brazilian Paraná Basin: Stratigraphy and Floral (macro and micro) record. Cuadernos del Museo Geominero, 8: 207-212. Nascimento D.B., Schmitt R.S., Ribeiro A., Trouw R.A.J., Passchier C.W., Basei M.A.S. 2017. Depositional ages and provenanceof the Damara Supergroup (northwest Namibia): Implications for the Angola-Congo and Kalahari cratons connection. Gondwana Research, 52: 153-171. Nesbitt H.W., Young G.M., 1982. Early Proterozoic climates and plate motions inferred from major element chemistry of lutites. Nature, 299: 715–717. Rosa E.L.M., Vesely F., Isbell J., Kipper F., Fedorchuk N.D., Souza P.A. 2019. Constraining the timing, kinematics and cyclicity of Mississipian-EarlyPennsylvanian glaciation in the Paraná Basin, Brazil. Sedimentary Geology, 384: 29-49. Scheffler K., Buehmann D., Schwark L. 2006. Analysis of Late Paleozoic glacial to postglacial sedimentary successions in South Africa by geochemical proxies – Response to climate evolution and sedimentary environment. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 240: 184-203. Torsvik T.H., Cocks L.R.M. 2013. Gondwana from top to base in space and time. Gondwana Research, 24: 999– 1030. Zacharias A.A., Assine, M.L., 2005. Modelo de preenchimento de vales incisos por associações de fácies estuarinas, Formação Rio Bonito no norte do Estado do Paraná. Revista Brasileira de Geosciencias, 35(4): 573– 583. Dados Acadêmicos Modalidade: Doutorado-acima de 12 meses. Data do Exame de Qualificação: 05/20. Título original do Projeto de Pesquisa: Estudo estratigráfico integrativo da transição glacial-pós-glacial do Neopaleozoico da Bacia do Paraná. Data de ingresso: 12/17. Área de Concentração: Geologia Exploratória. Linha de Pesquisa: Análise de bacias sedimentares. Possui bolsa: Sim (CAPES). 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Modelo hidrogeoquímico de circulação das águas na Bacia do Rio São Francisco Verdadeiro, PR

Thomaz Yanca Zulpo Pereira E-mail: [email protected] Orientadora: Dra. Camila de Vasconcelos Müller Athayde, LPH/UFPR

Palavras-chave: Sistema Aquífero Serra Geral, Aquífero poroso, Isótopos O18 e D.

Introdução Na região da área de estudo (Figura 1) são encontrados derrames de rochas vulcânicas da Formação Serra Geral formadas durante a abertura do Supercontinente Gondwana (Milani et al., 2007). O evento gerou extensos derrames associados a diques e soleiras com idade cretácea, aproximadamente entre 133 e 132 Ma (Ernesto et al., 1999). Existem três litotipos principais separados pelas características geoquímicas e petrográficas: 97% do volume de rochas é composto por basaltos, andesitos e rochas básicas-intermediárias, 2,5% corresponde a riodacitos e riolitos e 0,5% quartzo latitos (Nardy et al., 2002). Estima-se que aproximadamente 600.00 km3 de magma estejam envolvidos nas erupções que formaram Fm. Serra Geral. O modelo evolutivo do magmatismo Serra Geral consiste em uma flexura (Arco de Ponta Grossa) gerada pela passagem de uma pluma mantélica. A flexura gerou zonas de fraqueza nas direções NW-SE que serviram de condutos para os magmas basálticos e basalto- andesíticos. Os enxames de diques de diabásio com direção NW-SE encontrados em toda a Bacia do Paraná são reflexo deste evento (Licht et al., 2012).

O Sistema Aquífero Serra Geral (SASG) é muito importante para o abastecimento público e para as culturas agrícolas da região, em especial o milho e a soja (Rosa Filho et al., 2006) e o entendimento como ocorre a interação entre as águas superficiais e subterrâneas auxilia no melhoramentodo manejo dos recursos hídricos. Sabe-se pouco sobre a dinâmica de circulação das águas subterrâneas e superficiais e seus mecanismos de recarga na Bacia do Rio São Francisco Verdadeiro (BRSV) e como o interflow e o base flow atuam na recarga do SASG ao longo do ano hidrológico. O objetivo deste trabalho é entender como ocorre à dinâmica de circulação das águas subterrâneas e superficiais ao longo do ano hidrológico através de análises físico-químicas, isotópicas e de precipitação a fim de gerar um modelo conceitual de circulação das águas. Essas análises propiciam a compreensão da origem da água que flui no nível de base dos rios, desse modo, será possível verificar em quais períodos do ciclo hidrológico o interflow e/ou os aquíferos alimentam os rios da região.

O aquífero poroso está sobre as rochas vulcânicas da Fm. Serra Geral e corresponde ao manto de alteração das mesmas. Possui um comportamento heterogêneo, é livre, poroso, apresenta pouca continuidade lateral, dimensões reduzidas e circulação localizada. A qualidade e as características hidroquímicas das águas variam entre o aquífero poroso e o fraturado (SASG). As águas do aquífero poroso são, em geral, caracterizadas por baixas concentrações de elementos dissolvidos e condutividade elétrica. As águas do aquífero poroso são classificadas como bicarbonatadas cálcicas ou magnesianas e suas composições são derivadas da alteração das rochas da Fm. Serra Geral. As águas do aquífero poroso apresentam baixas concentrações de elementos, indicando rápida circulação e baixo tempo de residência. Por se tratar de um aquífero poroso e próximo a superfície, possui maior vulnerabilidade o que pode afetar a qualidade de suas águas (Reginato et al., 2012).

No SASG predominam águas bicarbonatadas cálcicas, seguidas por águas bicarbonatadas sódicas e algumas componentes magnesianas, sendo assim, prevalecem os cátions Ca+, Na+ e Mg+2 e o ânion - - -2 HCO3 , com valores subordinados de Cl e SO4 . As águas com mais cálcio e magnésio apresentam reduzido tempo de residência e baixa profundidade de entrada da água, possuem maior vulnerabilidade e geralmente estão associadas à contaminação por nitrato, cloreto e fosfato de origem antrópica. Águas com mais sódio estão associada a maiores tempos de residência e profundidades, ou à mistura de águas do Sistema Aquífero Guarani (SAG). Valores mais altos de sódio, cloreto e sulfato e a entrada de água profunda nos poços relacionam-se com a mistura de águas do SAG ao SASG (Athayde e Athayde, 2015).

A média isotópica das águas da chuva na região sudeste para do Brasil para o D é -7,7‰ e, para o O 18, -10,1‰. Para as águas do SASG, os valores variam de -37,8‰ a -61,3‰ para o D e -5,7‰ a -8,9‰ O 18. A assinatura isotópica é similar a da água da chuva, indicando origem meteórica das águas subterrâneas. A variação isotópica do O18 indica mudanças nos regimes de precipitação ou na origem das águas, que pode ser misturada com a de outros aquíferos. Os valores de O18 próximos a -8‰ são semelhantes aos encontrados no SAG. Os valores de O18 de -6‰ a -7‰ correspondem ao evento de Monção de Verão da América do Sul que recarrega o aquífero (Gastmans et al., 2015).

Figura 1: Mapa de localização da área de estudo. Os pontos pretos representam poços tubulares profundos do Aquífero Serra Geral e os pentágonos representam os poços da BSFV.

Estado da arte Define-se água subterrânea como “aquela que ocorre abaixo do nível de saturação ou nível freático, presente nas formações geológicas aflorantes e parcialmente saturadas e nas formações geológicas profundas e totalmente saturadas”. O ciclo hidrológico consiste na circulação da água através de processos de evaporação, principalmente dos oceanos, e precipitação na forma de chuva, a água então infiltra nas áreas de recarga dos aquíferos e é armazenada em subsuperfície (Manoel Filho, 2008).

O balanço hídrico se baseia no princípio da conservação de massa, é a equação que rege a entrada de água nos sistemas aquíferos e é descrita como P – ETR – R – I = ΔS, onde P é a precipitaçãoS, ondePéaprecipitação (entrada), ETR a evapotranspiração real, R o deflúvio (saída), I a infiltração e ΔS, onde P é a precipitaçãoS obalançohídrico,oua variação de armazenamento dentro do sistema por unidade de tempo, expresso também como dS/dt. A precipitação é quantidade de água meteórica que entra no sistema na fase líquida ou sólida. A evapotranspiração real é a evaporação da água presente nos solos, superfícies líquidas, como rios e lagos, e transpirada pelas plantas. O deflúvio é o escoamento superficial que ocorre quando a água da chuva flui por ação da gravidade dos pontos mais altos para os mais baixos. A infiltração é a capacidade de um solo de absorver água em determinadas condições, o excedente da infiltração forma o deflúvio. A infiltração pode ser dividida em três partes: o fluxo não saturado que ocorre na zona vadoza acima do nível freático; o interfluxo é o escoamento subsuperficial que flui lateralmente na zona não saturada; e a recarga que atinge o nível freático e efetivamente recarrega o aquífero poroso (Manoel Filho, 2008).

As descontinuidades como falhas, juntas, vesículas presentes nas rochas dos aquíferos cristalinos são a principal fonte de porosidade. A permeabilidade nesse tipo de aquífero é dada pela interconexão entre as descontinuidades. O fluxo em sistemas cristalinos obedece três fatores: o gradiente hidráulico, gradiente litostático e gradientes de origem tectônica. Fraturas próximas a superfície, com profundidade < 60 a 80 m, podem passar por processos intempéricos e de alívio de carga, devido a descompressão litostática, aumentado porosidade das rochas (Sá et al, 2008).

Uma fissura representa uma deformação rúptil na rocha quando esta passa por uma tensão. Diz-se que um aquífero é contínuo quando não ocorrem interrupções nas características hidrodinâmicas independente da direção. A isotropia e a homogeneidade de um sistema aquífero estão relacinadas a condutividade hidráulica, se a condutividade não varia de um ponto a outro no aquífero ele é dito homogêneo e se ela não varia conforme a direção dos pontos o material é considerado isotrópico. Os aquíferos fraturados, em sua maioria, são descontínuos, heterogêneos e anisotrópicos (Costa, 2008).

Os isótopos estáveis de O18 e D podem ser usados como traçadores da origem da água. Os isótopos de oxigênio e deutério se comportam de maneiras distintas conforme os processos de evaporação e precipitação ocorrem dentro do ciclo hidrológico. Durante as mudanças de fases a relação entre isótopos leves (O16 e H) e pesados (O18 e D) se altera, com a condensação a água se enriquece em isótopos pesados e os isótopos leves permanecem preferencialmente na fase vapor. Esse processo é conhecido como fracionamento isotópico. (Clark e Fritz, 1997). Nos oceanos ocorre à maior parte da evaporação, as nuvens são enriquecidas com isótopos leves durante a evaporação e os isótopos pesados precipitam mais facilmente durante o percurso, esse é o efeito continental e possui relação direta com os gradientes térmicos, topografia e regime climático da região (Mook, 2000).

Os modelos conceituais de circulação se baseiam em características hidrogeológicas dos aquíferos para representações do fluxo. São utilizados para esses estudos dados de estrutura física, do balanço hídrico e química das águas (Alley et al., 1999). Para aquíferos cristalinos geralmente são caracterizados dois reservatórios principais: um superior que corresponde ao manto de alteração com alta porosidade e armazenamento e outro inferior com descontinuidades superficiais. O reservatório fraturado é alimentado pela camada intemperizada que possui alta porosidade e transmissividade (Roques et al., 2014).

Material e Métodos Para as coletas de amostras de água serão realizadas quatro etapas de campo na BRSV ao longo de um ano devido às variações sazonais de precipitação. Os dados isotópicos de precipitação serão obtidos através da Global Network of Isotopes in Precipitation (GNIP), da International Atomic Energy Agency (IAEA). As etapas de campo serão realizadas a cada três meses durante as quais serão coletadas 20 amostras de águas superficiais, 20 amostras do aquífero poroso (zona de alteração ou regolito) e 20 do SASG, 60 amostras por etapa totalizando, idealmente, 240 amostras até o final da campanha. Parte das análises será realizada em campo: cor, turbidez, pH, temperatura, oxigênio dissolvido, dureza, condutividade elétrica, alcalinidade e nitrito e nitrato. Os cátions e ânions serão analisados pelo Laboratório de Pesquisas Hidrogeológicas (LPH) e os isótopos serão analisados no Centro de Pesquisas de Águas Subterrâneas (CEPAS). Finalizadas as coletas e análises, os dados serão tratados estatisticamente e analisados os quartis, médias e medianas dos parâmetros físico- químicos, isotópicos e de precipitação. Em sequência, será realizada a integração dos dados em ambiente SIG para a criação de mapas de distribuição espacial e temporal do O18 e D, das características físico-químicas das águas e do regime pluvial da área. Os valores de alcalinidade, dureza e cloretos serão obtidos pelo método de titulação de reagentes e a cor e turbidez através de métodos colorimétricos (FUNASA, 2006). Condutividade, pH, oxigênio dissolvido e temperatura serão medidos em campo com sonda multiparâmetros, Horiba U-50, pertencente ao projeto. As análises físico-químicas de cátions e ânions de água serão realizadas no LPH com o equipamento ICP-OES e a qualidade das análises será checada através da equação de balanço iônico e relações iônicas. As amostras de água utilizadas para a isotopia deverão ser armazenadas em garrafas de polietileno com pouco ar para evitar o fracionamento isotópico e erros nas análises de Espectrometria Óptica (Gastmans et al, 2015).

Resultados Esperados

Espera-se encontrar uma boa correlação entre os dados isotópicos, físico-químicos e de precipitação para que seja possível desenvolver o modelo conceitual de circulação das águas subterrâneas e superficiais na BRSV.

Atividades Futuras

Serão realizadas quatro etapas de campo para a coleta de amostras de águas superficiais, do aqüífero freático e do SASG ao longo de um ano. São estimados aproximadamente 10 dias por etapa de campo, com 60 amostras coletadas, totalizando 240 amostras ao final das quatro etapas. As análises físico- químicas serão realizadas em campo (temperatura, alcalinidade, pH, oxigênio dissolvido, condutividade elétrica, nitrato e nitrito) e no Laboratório de Pesquisas Hidrogeológicas (LPH) para os cátions e ânions e os isótopos de O18 e D serão enviados para análise no Centro de Pesquisas de Águas Subterrâneas (CEPAS). Os dados serão tratados com métodos estatísticos, quartis, médias e medianas, as análises hidroquímicas serão plotadas em Diagramas de Piper, para caracterização das águas, e os isótopos de O18 e D em diagramas de dispersão para avaliar a correlação entre as águas meteóricas, superficiais e subterrâneas. Posteriormente os dados serão integrados em ambiente SIG para a produção de mapas de Fácies Hidroquímicas por profundidade e para gerar o Modelo Conceitual de Circulação.

Agradecimentos

Agradecimentos ao Laboratório de Pesquisas Hidrogeológicas (LPH) e ao Laboratório de Análise de Minerais e Rochas (LAMIR) por oferecerem apoio técnico e financeiro a esta pesquisa, que está inserida no projeto Diagênesis, patrocinado pela Shell, à Universidade Federal do Paraná (UFPR) e ao Programa de Pós-Graduação em Geologia.

Referências

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Athayde, G. B.; Athayde, C. V. M. 2015. Hidrogeologia do Sistema Aquífero Serra Geral no Estado do Paraná. Águas Subterrâneas, 29(3): 315-333.

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Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado. Data do Exame de Qualificação: 06/2020; Título original do Projeto de Pesquisa: Modelo hidrogeoquímico de circulação das águas na Bacia do Rio São Francisco Verdadeiro, PR; Data de ingresso na Pós-Graduação: 04/2019; Geologia Ambiental; Recursos Hídricos; Possui bolsa: Projeto Diagênesis – LAMIR/LPH. 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Estudo Comparativo entre Tufas do Rio Mimoso (Bonito, Brasil) e Travertinos do Testemunho Faber (Denizli, Turquia)

Victor Amir Cardoso Dorneles [email protected] Orientador: Prof.º Dr. Ricardo Jorge Jahnert (Programa de Pós-graduação em Geologia da UFPR) Coorientador: Prof.º Dr. Almério Barros França (Programa de Pós-graduação em Geologia da UFPR)

Palavras-chave: microbialitos continentais, reservatórios carbonáticos, Pré-sal.

Introdução Na seção Pré-sal da Bacia de Santos, no Brasil, são descritas rochas de amostras laterais e testemunhos como sendo travertinos e tufas. Estas rochas são importantes reservatórios para óleo e gás (França & Bahniuk, 2017). Uma vez que as amostras de subsuperfície são pontuais e localizadas, a comparação com as características das rochas de sistemas modernos vem favorecer a interpretação dos ambientes e o modelo de distribuição destes litotipos. A problemática se encontra na caracterização definitiva desses reservatórios carbonáticos continentais, uma vez que apresentam características semelhantes macroscopicamente. Portanto, surge a necessidade de um estudo comparativo detalhado, em microescala, a fim de contribuir para a distinção e aprimoramento do conhecimento acerca da cristalização e composição litológica dos reservatórios petrolíferos da seção Pré-sal. Uma possível característica diagnóstica distintiva entre as duas sequências de estudo se dá na microfábrica das rochas. Levando em consideração que microbialitos marinhos, tais como estromatólitos, mostram distintas tramas, derivadas das diferentes condições ambientais responsáveis pela sua formação (Dorneles, 2018), espera-se o mesmo retrato nos microbialitos continentais. Portanto, o presente trabalho tem como objetivo caracterizar as morfo-estruturas de exemplos modernos de tufas e travertinos, buscando entender em ambos os litotipos: as formas e arranjos cristalinos; a composição mineralógica; as microfábricas; o substrato deposicional; as características ambientais de formação; a presença de biofilmes, substâncias exopoliméricas (EPS) e bactérias. Além disso, pretende-se aplicar as informações de gênese e condições de formação de tufas e travertinos modernos como análogos às sequências carbonáticas da seção Pré-sal.

A área de estudo das tufas calcárias localiza-se ao norte do município de Bonito, no estado do Mato Grosso do Sul, Brasil, próximo aos rios Formoso e Mimoso. O trabalho de Oste (2017) serviu de base para a escolha do local, sendo que os pontos de coleta definidos neste trabalho serão os sítios Taíka e Mimosa, localizados no Rio Mimoso (Figura 1A). Os sítios do Rio Mimoso estão inseridos no contexto deposicional da Bacia Sedimentar do Pantanal, cuja geomorfologia foi esculpida no Terciário e remodelada no Quaternário, sendo o ambiente de sedimentação fluvio-lacustrino ativo (Assine, 2004). No caso dos travertinos a área de estudo compreende a Pedreira Faber (37º51’56” N; 29º20’20” L), localizada na cidade de Denzili, na província homônima, sudoeste da Turquia (Figura 1B). As pedreiras de Denizli estão inseridas no contexto geológico da Bacia de Denizli, uma bacia aluvionar preenchida por depósitos neógeno-quaternários. Se estendendo na direção NE-SW, a bacia é delimitada por falhas normais nas margens norte e sul, e sua sequência Neógena, foi depositada em ambientes lacustres e fluviais (Ozkul et al., 2002).

Figura 1. Mapas de localização das áreas de estudos. A) sítios Taíka e Mimosa, no Rio Mimoso, em Bonito (Oste, 2017); B) pedreiras de travertinos de Denizli, Turquia, quadro à esquerda (França & Bahniuk, 2017).

Fundamentação Teórica Os carbonatos terrestres – espeleotemas, calcretes, calcários lacustres, travertinos e tufas, são principalmente precipitados sob condições subaéreas de águas ricas em bicarbonato de cálcio em uma grande variedade de configurações deposicionais e diagenéticas (Capezzuoli et al., 2014). Estes carbonatos são caracterizados por uma gama distinta de propriedades litológicas, petrológicas e geoquímicas que os distinguem claramente das suas contrapartes marinhas. As tufas são depositadas nas proximidades de fontes hídricas, corredeiras, cachoeiras e quedas de água de sistemas fluviais, palustres ou lacustres (Guo & Chafetz, 2012). Nos lagos ocorrem como produto de ressurgências hídricas enriquecidas em cálcio, os depósitos de tufas podem ser muito expressivos e geram grandes construções (mound springs) que chegam a dezenas de metros de altura como os “tufa mounds” do Searles Lake nos Estados Unidos, que possuem pináculos de 45 metros de altura (Guo & Chafetz, 2012). Tufas calcárias se referem a rochas porosas com variadas fábricas que refletem as condições em que são formadas (Pentecost, 1981). Processos formadores de tufas são processos físico- bioquímicos responsáveis pela precipitação, incrustação e ciclicidade do sistema, ocasionando a formação de depósitos intimamente associados a atividade biológica e às características do meio físico (Oliveira, 2009). Os precipitados em tufas são de aragonita ou calcita gerados em fontes de águas frias que possuem altos teores de CO2, rápida perda de CO2 (degassing), e uma relação decisiva na definição mineral com a razão de Mg/Ca (Jones, 2017). Aragonita precipita em águas que possuem baixos níveis de perda de CO2 e razões Mg/Ca mais elevadas. A presença de bactérias e biofilmes é fundamental para a precipitação de carbonato. O que determina a precipitação de aragonita ou calcita são os microdomínios e as mudanças diárias dos parâmetros geoquímicos (Jones, 2017). Além disso, existe uma ligação importante entre a temperatura da água e a presença de aragonita ou calcita. Travertinos são carbonatos continentais produzidos por águas quentes supersaturadas em bicarbonato/carbonato de cálcio de fontes hidrotermais. Possuem uma íntima relação com tectonismo ativo e com sistemas vulcânicos. Este fato faz destas rochas importantes monitores de eventos vulcânicos e emissão de CO2 durante a evolução dos continentes (Capezzuolli et al, 2014). Os travertinos são caracterizados por taxas de deposição muito altas, acamamento regular e laminação fina, baixa porosidade e baixa permeabilidade com uma fábrica cristalina intensa. Procariontes dos domínios Bactéria e Archea são os únicos organismos associados devido ao estresse ambiental que comporta águas quentes, enxofre e variados pH. Aragonita é o mineral mais presente que a calcita, ambos com valores isotópicos de C13 tipicamente altos (positivos ou ligeiramente negativos). Estes depósitos são típicos de regiões com tectônica ativa e fluxo geotérmico elevado (Capezzuolli et al, 2014).

Material e Métodos As amostras de tufas modernas serão coletadas em trabalho de campo nos sítios Taíka e Mimosa (Figura 2A e 2B), no Rio Mimoso, em Bonito, Brasil, com data prevista para agosto de 2019. Enquanto que para os travertinos, serão consideradas amostras do testemunho Faber (Figura 2) coletado pela empresa Petrobras, com aproximadamente 40 m (cota 605m, com 28,5 m recuperados - 71%), em Denizli, na Turquia. Este testemunho está armazenado no Laboratório de Análise de Minerais e Rochas (LAMIR), na Universidade Federal do Paraná (UFPR). A pesquisa seguirá um cronograma de métodos que se iniciou com o levantamento bibliográfico acerca de microbialitos terrestres e o contexto geológico regional das áreas de estudo. Em paralelo à revisão literária, no primeiro semestre do mestrado será realizada uma descrição macroscópica das distintas fácies dos travertinos do testemunho Faber. A partir do segundo semestre será realizada a coleta e descrição das amostras de tufas. Posteriormente, serão realizadas as análises químicas, isotópicas e mineralógicas dos travertinos e tufas. Os métodos analíticos a serem utilizados para identificação das feições morfológicas e estruturais das sequências carbonáticas microbiais serão a Microscopia Eletrônica de Varredura com Espectroscopia por Dispersão de Energia de Raios X (MEV-EDS) e a descrição petrográfica de seções delgadas. Para o entendimento das condições de formação das tufas e travertinos serão usadas as análises de Isotopia Estável de C e O, Difratometria de Raios X (DRX), Fluorescência de Raios X (FRX) e Espectrometria de Massa por Plasma Indutivamente Acoplado (ICP-MS). Com exceção da análise de MEV-EDS que será realizada no Centro de Microscopia Eletrônica da UFPR, todas as demais análises serão desenvolvidas no LAMIR. O presente projeto de pesquisa de Mestrado está inserido no Projeto MICROBIAL: geoquímica de carbonatos microbiais continentais associados à precipitação de argilominerais (Processo SIGITEC: 2016/00141-1, SAP: 4600538216). Este projeto maior nasceu de uma cooperação técnico-cientifica entre a UFPR, o LAMIR e a empresa Petrobras. Toda a infraestrutura necessária para o desenvolvimento da pesquisa, bem como o trabalho de campo e as análises químicas, mineralógicas e isotópicas a serem realizadas, serão custeados pelo orçamento do Projeto MICROBIAL.

Figura 2. Amostragem de tufas e travertinos. A) sítio Taíka e B) sítio Mimosa, nos quais serão coletadas amostras de tufas, ambos localizados no curso hídrico do Rio Mimoso (Oste, 2017); C) testemunho Faber, coletado pela empresa Petrobras, em Denizli, Turquia, o qual será usado no presente trabalho de mestrado.

Resultados Esperados Os primeiros passos estão sendo dados ao presente trabalho. A descrição macroscópica das litofácies do testemunho Faber está em andamento, bem como a descrição microscópica de sessões delgadas. Até o presente, seis litofácies foram descritas, da base para o topo do testemunho. Além disso, está sendo realizada a coleta de amostragem geoquímica dos travertinos, cujo espaçamento é de 0,50 m entre cada amostra. De acordo com a literatura, as características petrográficas são bastante semelhantes entre os litotipos estudados, tendo em vista que a composição mineralógica dessas rochas é a mesma, comumente calcita e aragonita. Portanto, espera-se que as principais diferenças entre as tufas e travertinos sejam encontradas nas assinaturas geoquímicas, na porosidade e na microfábrica das rochas, uma vez que há diferenças nos ambientes de formação e também os organismos associados na precipitação mineral bioinduzida dessas rochas. Atividades Futuras O cronograma de atividades da pesquisa foi dividido em três períodos de oito meses cada, totalizando 24 meses de mestrado. Dessa forma, os oito primeiros meses serão usados para realizar todo o levantamento bibliográfico necessário, bem como a coleta das amostras a partir do trabalho de campo, e posterior descrição destas. Nos oito meses intermediários será realizada a obtenção e processamento dos dados da pesquisa, através das análises mineralógicas, químicas e isotópicas das amostras. E por fim, os últimos oito meses serão usados para a comparação, interpretação e conclusões dos resultados, levando em conta o objetivo da pesquisa. A escrita da monografia e artigo está condicionada ao tempo do mestrado, portanto, será realizada em paralelo a cada uma das etapas.

Agradecimentos Ao Projeto MICROBIAL, pela concessão da bolsa de mestrado e o apoio financeiro da pesquisa, através da empresa financiadora Petrobras. À minha orientadora da graduação, Anelize Bahniuk, por me oferecer essa grande oportunidade de pesquisa. Ao meu novo orientador, Ricardo Jahnert, por aceitar me orientar e repassar seu vasto conhecimento sobre o mundo dos microbialitos.

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Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado – PIPG Data do Exame de Qualificação: (junho/2020) Título original do Projeto de Pesquisa: Estudo Comparativo entre Tufas do Rio Mimoso (Bonito, Brasil) e Travertinos do Testemunho Faber (Denizli, Turquia) Data de ingresso na Pós-Graduação: 01/04/2019 Área de Concentração: Geologia Exploratória Linha de Pesquisa: Análise de Bacias Sedimentares Bolsa do Projeto Microbial, pela FUNPAR/UFPR. 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24 a 28 de junho de 2019 Curitiba - PR

Geophysical signatures of the alkaline complexes from the Ponta Grossa Arch, southeastern Paraná Basin, Brazil

Vinicius Antunes Ferreira da Silva [email protected] Advisor: Prof. Francisco José Fonseca Ferreira, PhD (Department of Geology/UFPR)

Keywords: aeromagnetics, airborne radiometrics, alkaline complexes.

Introduction The Ponta Grossa Arch (PGA) is an uplifted domain located in southeastern Paraná Basin, which is active since the Paleozoic. This feature was the locality of both alkaline and carbonatitic-alkalic intrusions in the Cretaceous period. These complexes were studied by Almeida (1983) who labeled them as the Ponta Grossa Arch Alkaline Province (PGAAP – Fig. 1). This alkaline magmatism province is situated between the southern parts of the Guapiara and São Jerônimo-Curiúva magnetic lineaments. Alkaline intrusions have been recognized and detailed in different scales by airborne magnetics and gamma-ray spectrometric surveys. These surveys contribute to a variety of geological and geophysical interpretation and modeling applications, such as geological mapping and mineral exploration (Airo et al. 2014). For example, aeromagnetic maps aid the interpreter in verifying anomalies that coincide with outcropping alkaline intrusions, or even those with no surface manifestation, as well as to see what type of structural control these intrusions might have (Marangoni and Mantovani 2013). As for radiometrics, alkaline rocks tend to enrich in equivalent thorium (eTh), which forms complex ions with sulfides, carbonates, and phosphates (Airo 2015). Furthermore, carbonatitic and alkaline igneous intrusions may show potential for rare earth elements (REE) mineralization. They may also reveal typical magnetic features, such as circular anomalies, which coincide with their radiometric responses (Airo 2015). The PGAAP was studied by Almeida (1983) and several authors, including Comin-Chiaramonti and Gomes (2005) and Gomes and Comin-Chiaramonti (2017), who did an extensive review about the Mesozoic-Cenozoic alkaline magmatism in the Brazilian platform. The area has also been studied by Marangoni and Mantovani (2013), who characterized potential field (magnetic and gravimetric) signatures in the PGAAP and other alkaline provinces in Brazil as well. However, the authors have not reported geophysical signatures of all the bodies from the PGAAP, describing only Ipanema (IP), Jacupiranga (JC), Juquiá (JQ), Pariquera-Açu (PAR) and Tunas (TU).

Although a variety of geophysical studies were applied in Brazilian alkaline rocks, little attention has been paid to the use of gamma-ray spectrometric data along with the magnetic one. The aim of this study is to define what are the airborne magnetic and radiometric signatures of the PGAAP. High- resolution aeromagnetics (HRAM) and radiometric datasets are analyzed in this work in order to assess the pattern of anomalies over the area comparing with other datasets shown in the literature. Geologic setting The PGA (Fig. 1) is a megastructure that extends for about 600 km in a northwest-southeast trending and its hinge line dips toward NW, i.e. in the inner part of the Paraná Basin. It comprises several northwest trending tholeiitic dyke swarms and also four significant magnetic lineaments in the same direction, namely the Guapiara, São Jerônimo-Curiúva, Rio Alonso and Piqueri lineaments. These structures may be related to the uplift and played an important role in the alkaline and tholeiitic magmatism distribution (Ruberti et al. 2005). All the alkaline occurrences in the PGAAP intruded into weak zones and mainly outcropped in a Neoproterozoic crystalline basement of the Ribeira Belt. The PGAAP comprises complexes with relatively large extent (e.g. Jacupiranga, Juquiá, Banhadão) (Ruberti et al. 2012), as well as pipes and plugs, such as Barra do Teixeira and Mato Preto (Ruberti et al. 2005). This 120-60 Ma province is subsequent to the Serra Geral magmatic event, which occurred as extrusions between 134.5 and 131.5 Ma (Marangoni and Mantovani 2013).

Figure 1: Sketch map of the Ponta Grossa Arch Alkaline Province (modified from Ruberti et al. 2005; Gomes et al. 2018). Alkaline complexes: Bairro da Cruz (BC), Barra do Itapirapuã (BIT), Banhadão (BN), Barra do Teixeira (BT), Cananéia (CN), Ipanema (IP), Itapirapuã (IT), Jacupiranga (JC), José Fernandes (JF), Juquiá (JQ), Mato Preto (MP), Pariquera-Açu (PAR), Piedade (PI) and Tunas (TU). The black polygons indicate the study sectors while red lines represent the borders between São Paulo (SP), Paraná (PR) and Santa Catarina (SC) states. Material and Methods For this work, magnetic and gamma-ray spectrometric from Paraná-Santa Catarina Project was used (CPRM 2011). East-west oriented flight lines were spaced 500 m apart. The aeromagnetic data were acquired at a terrain clearance of 100 m with some areas over 300 m for security reasons (CPRM 2011). In addition, the sampling interval is 0.1 s and 1.0 s for the magnetometer and spectrometer, respectively. Due to the distribution of the alkaline rocks in the PGAAP, the study area was divided into three sectors. Sector 1 was chosen here to be represented in this work because it comprises the majority of the alkaline bodies of this work (see Fig. 1). The magnetic method detects magnetism differences on rocks by measuring variations in the Earth’s magnetic field while gamma-ray spectrometry involves the physical measure of radiation from gamma rays naturally emanated from the upper 30-45 cm Earth’s surface, showing the concentration of K, eU and eTh. The flowchart (Fig. 2) indicates the processed steps taken for radiometric and magnetic characterization. However, it should be noted that not all of these methods are successfully applied to each alkaline body. Transforms and enhancements methods, such as reduction to the pole (RTP), 3D analytic signal (ASA), tilt angle, and others (Fig. 2) were applied in order to aid in the characterization and structural analysis of the alkaline rocks from their magnetic responses. The radially averaged spectrum (RAPS) was processed. This method developed by Spector and Grant (1970) is an estimate of the average depth of a large collection of magnetized rectangular prisms from the slope of the log power spectrum. A typical energy spectrum for magnetic data may exhibit three or four parts: a deep source component, a middle source component, a shallow source component, and a noisy one. The steps to generate the RAPS and calculate the average depth of each component of the sources were done according to Sigismondi (2019). For the gamma-ray airborne dataset, potassium (K), uranium (eU) and thorium (eTh) radionuclide concentration channels were represented in basic and ternary (RGB) maps (Fig. 2). Ratio maps, (e.g. eTh/K, eU/K, eU/eTh), were also processed as a tool for mapping of the lithological units and the study of patterns of anomalies. Results and Discussion The IGRF residual (Fig. 3a), described here as Total Magnetic Intensity (TMI), presents an amplitude of over 2,000 nanoTesla (nT). Furthermore, the image indicates that Bairro da Cruz, Banhadão, José Fernandes and Tunas complexes have high anomalies comparing with their surroundings. It should be noted that these last three bodies are represented by positive anomalies in their northern portion and negative anomalies at their south (dipole anomaly). This indicates that there is no significant interference of remanent magnetism on the total magnetic intensity because in the south hemisphere purely induced magnetic anomalies demonstrate their positive portion to the north whereas the negative lies to the south (Louro et al. 2017). Moreover, the dipole anomaly over Tunas is consistent with the results from the 1970s Brazil-Germany aerogeophysical survey (Marangoni and Mantovani 2013).

Figure 2: Flowchart of processes used for radiometric and magnetic data for this work.

The RAPS from TMI sector 1 grid (Fig. 3c) shows that three lines over the power spectrum could be identified using 3-point averages of the slope of the energy spectrum depth columns. Each of these slopes illustrates a component of deep (gray color), middle (green) and shallow (yellow) sources. The spectrum (3 point solutions) indicates that a major contribution to the aeromagnetic map is from bodies which lie at depth about 1.73 km (deep source), while the intermediate and shallow sources are situated approximately at 0.61 km and 0.48 km, respectively. Similarly, the results calculated for 5-point depth estimate are 1.62 km, 0.62 km and 0.49 km, Shorter wavelengths were classified as noise. An unexpected noise is presented all over the spectrum. This could have been due to the presence of dyke swarms in the southwest of sector 1 causing interference over the area analyzed.

Table 1: Alkaline bodies K, eTh and eU radioelements grids and their ratios responses. Red color represents high values, while yellow and blue are medium and low ones, respectively. The primarily color observed in the ternary Red(K)-Green(eTh)-Blue(eU) image in each complex is represented in the RGB column. The D on the TMI image characterizes the presence of a dipole anomaly (positive values to the north and low to the south) in the alkaline complex.

K eTh eU K/eTh K/eU K/(eU+eTh) (K*K)/(eU*eTh) eU/K eU/(K+eTh) eU/(K+eU+eTh) eU/eTh (eU^2)/eTh eTh/K (eTh^2)/K (eTh+eU)/K eTh/(K+eU) F=K*(eU/eTh) RGB TMI Sector 1 BC (Bairro da Cruz) Black BIT (Barra do Itapirapuã) Cyan BN (Banhadão) Cyan D BT (Barra do Teixeira) Black IT (Itapirapuã) Cyan JF (José Fernandes) Black D MP (Mato Preto) White TU (Tunas) Cyan D

Conclusion The alkaline complexes showed different geophysical responses. The magnetic anomalies for them have medium to high values in general and reverse polarity is not observed. It has not been possible to provide significant answers when comparing magnetic anomalies and their correlation with the geological contacts of alkaline bodies. In addition, some of them do not demonstrate a clear magnetic response which is may have been due to their small size, which could not be properly detected in the survey. However, a semi-circular shaped anomaly could be observed in some of the alkaline rocks. Almost all the bodies from the table showed enrichment in thorium and uranium (Table 1), with the exception of Bairro da Cruz and José Fernandes. The depletion of those elements may have been due to these two bodies being classified as gabbros, thus hosting different minerals than alkaline rocks though some authors (Gomes et al. 2018) classified them as alkalines.

Future Activities The next step to allow better modeling would be a field trip to collect magnetic and radiometric data along with profiles for one of the alkaline bodies. More data would support 3D magnetic modelling and a better understanding of how the complexes are emplaced in the area.

Figure 3: Sector 1 data: a) TMI grid. b) RGB ternary composite image with the first vertical derivative of reduction to the pole. c) Radially averaged power spectrum from TMI grid showing the statistical average depth to the tops of the sources. A linear trendline equation was added for each type of source to verify the slope of the function. R2 is the coefficient of determination. Values closer to one indicate that the model explains all the variability of the response data around its mean. The "k_unit" in the graph means kilo unit, which is ground unit times 1000 (e.g. 1 kilometers = 1000 meters). Alkaline complexes of sector 1 (white polygons): Bairro da Cruz (BC), Barra do Itapirapuã (BIT), Banhadão (BN), Barra do Teixeira (BT), Itapirapuã (IT), José Fernandes (JF), Mato Preto (MP), and Tunas (TU).

Acknowledgement The author would like to thank the Serviço Geológico do Brasil (Geological Survey of Brazil, former Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais) for allowing the use of their airborne geophysical data.

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William Rudolf Lopes Peyerl [email protected]

Palavras Chave: Geomorfologia Tectônica, Neotectônica, Cordilheira Andina Oriental

Introdução

O vale de Sianca é um vale intermontano, inserido no interior da Cordilheira Oriental. Localiza-se no extremo noroeste da Argentina, na província de Jujuy e possui população de aproximadamente 580.000 habitantes. O vale é limitado pela Serra de Zapla ao norte, pela Serra de Los Alisos a leste, pela extensão de Serra de Los Vaqueiros a oeste e possui continuidade a sul até o província de Salta até o Vale de Lerma.

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Figura 1: Figura de localização do Vale de Sianca. A) Modelo de Elevação Digital do Vale, com a localização das três serras que o limitam; B) Mapa Topográfico local (Fonte: Esri); C) Localização do Vale na província de Jujuy (ARG); 4) Localização de Jujuy na Argentina (em azul).

As rochas sedimentadas no vale são de idade neogênicas, compostas pelo Grupo Orán (Gebhard et al. 1974) - depositadas entre o Mioceno Superior e Pleistoceno Inferior - e pelas rochas quaternárias das Formações Calvimonte, Tajamar, La Vinã (Malamud et al. 1996), sobrepostos por depósitos de Loess da Formação Urundel, com cerca de 17.000 anos (Argolo Bautista & Irionda 2008).

As Serras são configuradas por fold thrust belts, com dezenas de quilômetros de comprimento de onda, que deformam as rochas sedimentares Neogenas que formam as serras que segmentam o vale (Carrera & Muñoz 2008). Porém o núcleo dessas dobras expõe rochas Paleozoicas sedimentares do Grupo Santa Vitória e em alguns pontos até mesmo rochas da Formação Puncoviscana, pertencentes ao embasamento da bacia e com deformação Neoproterozoica (García et al. 2013).

A região de Jujuy possui intensa atividade sísmica (Cahil et al. 1992), com sismos de magnitude superior a 6 na escala Richter, como o terremoto de Orán em 1959 que atingiu 6.8. Também existem registros de abalos históricos na região, dentre os maiores destancam-se os de Jujuy (1963), Orán (1871), que atingiram as escalas VIII e IX da escala de Mercalli (Cahil et al. 1992; García 2017).

A intensa atividade sísmica, somada à ocupação urbana da região, concentradas principalmente na capital da província, San Salvador de Jujuy (com seus quase 260.000 habitantes), fazem essa região vulnerável a possíveis catástrofes. Portanto a compreensão de como atuam os esforços tectônicos - e pela movimentação de quais falhas - é fundamental não só para os estudos morfotectônicos e neotectônicos, mas também da prevenção de riscos.

Estado da Arte

Os estudos realizados orbitam entorno dos conceitos da Geomorfologia Tectônica, que estuda as interações entre os processos da dinâmica interna e externa da terra e como esses são responsáveis pela esculturação do relevo terrestre (Burbank & Anderson 2001). Sua origem se dá com o modelo evolutivo de Davis (1889), aos quais se sucederam os modelos de Penck (1924), King (1953) - entre outros - cada um desses com modificações e adições fundamentais para o entendimento moderno da Geomorfologia.

Dentro da Geomorfologia Tectônica insere-se a cartografia geomorfológica, iniciada com Penck (1924) e fundamentada por Gerasimov e Mescherikov (1968), que introduz os conceitos de morfoestrutura e morfotectônica, ou seja, correlacionando a evolução do relevo a ativação de estruturas geológicas durante episódios tectônicos. O desenvolvimento de estruturas geológicas é fundamental na evolução da paisagem, pois a ativação desta provoca variações nos gradientes hidráulicos e erosivos, fazendo com que processos de incisão - ou erosão vertical (downwearing) - se iniciem; do contrário, durante a quietude tectônica predomina o processo de erosão horizontal (backwearing), que acaba por dar origem a pediplenização do relevo (King 1953).

Esses conceitos são fundamentais para a compreensão dos processos sedimentares andinos, pois esta ocorre síncrona à evolução das dobras e falhas que existem na cordilheira. Dessa forma os altos índices de erosão e incisão são mantidos continuamente elevados pelas grandes taxas de sobrelevação, que podem chegar em alguns locais a taxas de 1mm por ano (García et al. 2013). Isso faz com que, ao mesmo tempo em que ocorra um aporte muito grande de sedimentos, a incisão nesses depósitos seja muito intensa, pois os rios locais possuem gradientes hidráulicos muito elevados, acarretando que em um curto período - cerca de 20.000 - 50.000 anos - um terraço possa ser formado e também denudado.

Métodos

A investigação morfotectônica é realizada por uma série de técnicas e métodos de estudo, que iniciam-se com a cartografia das morfoestruturas locais, e posteriormente analisando os padrões e assimetrias dessas formas e finalmente datando seus estratos deformados de modo a obter suas idades relativas. A sequência das atividades que serão executadas durante a elaboração da tese de doutoramento constam no Fluxograma 1. A cartografia estrutural consiste no mapeamento das morfoestruturas via sensores remotos de alta resolução, somadas ao mapeamento em campo das estruturas e deformações que compõem essas morfoestruturas. Foram utilizadas para o processamento e interpretação do relevo as imagens de SRTM com resolução de 30m e o mapa geológico local, confeccionado pelo Hidrosalta (1997). Futuramente será utilizado o MDE da região de San Salvador de Jujuy com resolução de 5 m, elaborado pela GEOMAP S.A., a partir de imagens de fotografias aéreas.

É fundamental durante esse processo o mapeamento dos terraços fluviais, pois em um curto período de tempo - 300.000 anos - alguns rios chegam a formar até 6 terraços e a datação destes permite obter a idade relativa das estruturas que os deformaram.

Figura 2: Fluxograma das métodos e publicações a serem realizadas durante o doutoramento.

Durante os trabalhos de campo são tomadas as atitudes das estruturas, tanto sedimentares quanto deformacionais e, então, são confeccionados perfis estruturais, que aliados ao mapeamento prévio das morfoestruturas, indicam como ocorreu a formação e evolução destas.

A datação dessas morfoestruturas - tanto as serras, quanto os terraços fluviais gerados pela migração e incisão dos rios - pode ser realizada por meio de quatro métodos distintos, cada um deles para um tipo de sedimento específico. O método ideal é a datação por Luminescência Oticamente Estimulada (LOE), usada para obtenção da idade de soterramento de grãos de quartzo. A datação por C14 também é viável para datações em idades neotectônicas. Entretanto estes dois métodos nem sempre podem ser aplicados, o LOE pela predominância de sedimentos conglomeráticos nos depósitos quaternários Andinos, que formam os terraços aluviais e o C14 pela baixa frequência de material orgânico preservado nestes estratos. A solução para estes problemas encontra-se nas datações por Isótopos Cosmogênicos, que assim como o LOE obtêm a idade de soterramento dos sedimentos, porém este pode ser tanto em depósitos arenoso quanto conglomeráticos. Uma quarta alternativa a ser utilizada em casos específicos é o método do U/Th-He, que pode ser usada para conseguir a idade de exumação de depósito que encontravam-se a profundidades superiores a da isoterma de 60°C.

Depois de confeccionados os mapas morfoestruturais das serras que cercam o vale de Sianca será possível, juntamente com os dados cronológicos obtidos, a elaboração do modelo de desenvolvimento dessas morfoestruturas com a utilização de softwares de modelagem tectônica, como o Andino 3D, desenvolvido pela GEOMAP S.A.

Resultados, discussões e atividades futuras

Parte do mapeamento morfoestrutural do vale de Sianca já foi realizado, principalmente com o objetivo de enumerar e delimitar os seus terraços aluviais. Foram delimitados na região 3 destes terraços, que somados ao topo das Serras - também aplainados - e ao atual vale do rio Grande somam 5 superfícies aplainadas. A superfície no topo das serras foi nomeada de T0, os três paleo-terraços são as superfícies T1, T2 e T3, enquanto o vale atual configura a superfície T4.

Como ainda não foram obtidos nenhum resultado proveniente das amostras coletadas para datação não se pode ainda determinar a idade destes terraços nem das falhas, observadas em campo, que os seccionam. A idade desses terraços é limitada pela idade de deposição da Formação Piquete (Pleistoceno Inferior) e pelos terraços modernos. Durante os trabalhos de campo não foram encontradas falhas cortando os depósitos conglomeráticos atuais, portanto a tectônica responsável pela deformação dos demais terraços é certamente mais antiga. Estima-se que o mais jovem destes possa ter cerca de 50.000 anos e o mais antigo aproximadamente 200.000 anos, baseando-se nos estudos realizados por Garcia et al. (2013) no vale de Lerma.

Durante a primeira etapa de campo, realizada na primeira quinzena de maio de 2019, foi dada ênfase ao reconhecimento das morfoestruturas das serras de Zapla, Los Alisos e de Los Vaqueiros, quando foram feitos perfis estruturais de cada uma delas. As rochas dobradas que formam as três serras estudadas são predominantemente compostas por rochas Pleistocênicas das Formações Piquete e Guanaco, do Sub-Grupo Jujuy; próximos aos núcleos das dobras - que formam as serras de Los Alisos e Zapla - afloram rochas deformadas do embasamento, da Formação Puncoviscana, de idade Neo-Proterozoica. Essas duas serras, localizadas a sudeste e nordeste de San Salvador de Jujuy (respectivamente) possuem vergência para oeste, estando caracterizadas por um empinamento súbito das camadas sedimentares no fronte ocidental, enquanto seu flanco oriental possui mergulhos suaves que aumentam gradativamente em direção ao seu núcleo. Ao contrário destas, a Serra de Los Vaqueiros possui vergência para Leste, com o flanco empinado localizado em sua face leste. Também em dissonância com as demais, na serra de Los Vaqueiros não foram encontradas rochas do embasamento no núcleo da dobra, sendo as rochas mais antigas pertencentes ao Grupo Santa Vitória, de idade Cambro-Ordoviciana.

Nessa primeira etapa foram coletadas algumas amostras para a datação de C14, de U/Th-He e uma amostra de LOE, que será enviada ao laboratório da USP para análise. Na próxima etapa de campo, agendada para a primeira quinzena de outubro, serão coletadas mais amostras para LOE e serão perfurados os poços de onde serão coletados os materiais para as datações de Isótopos Cosmogênicos, esse agendamento é necessário para organizar a logística para a perfuração desses poços, que envolve uma equipe maior de trabalho. Posteriormente ainda serão realizadas mais uma ou duas etapas, ainda sem datas definidas.

Discussões

Os estudos realizados nessa pesquisa são fundamentais para o desenvolvimento dos estudos neotectônicos no Brasil. O mais importante fator a ser considerado é quanto ao intervalo temporal em que esta terminologia pode ser aplicada; no Brasil - que localiza-se em um ambiente de intraplaca e relativamente estável tectonicamente - são aceitos como deformações neotectônicas todas ocorridas desde o Mioceno, o que confere um intervalo de cerca de 23 M.a., já na cordilheira dos Andes esse intervalo é muito mais restrito, sendo o limite o início de período Quaternário, a 2,58 M.a. Neste contexto, existe uma discrepância muito grande entre estes ambientes, pois se adotado o intervalo aceito no Brasil não só a formação das Serras que limitam o vale de Sianca seriam consideradas como neotectônicas, mas também a deposição das Formações que compõem sua parte externa. Porém no ambiente andino é possível não só reconhecer deformações sobre rochas pleistocênicas, como também é possível distinguir diferentes estilos estruturais em períodos ainda menores de tempo.

É evidente que os contextos geotectônicos entre estes dois ambientes é muito distinto, mas um estudo de caráter temporal não deve possuir uma discrepância tão grande em deformações dentro de uma mesma placa tectônica. A raridade de depósitos sedimentares quaternários, assim como a da baixa intensidade sísmica - e consequentemente do porte das deformações - faz com que a adoção dos intervalos utilizados na região andina seja inviável, mas é perfeitamente possível que se inicie o debate para que o intervalo limite seja restabelecido.

Agradecimentos

A Capes pelo financiamento da pesquisa por meio de bolsa de estudos, sem a qual não seria possível a realização das etapas de campo em Jujuy, na Argentina. Gostaria de agradecer especialmente meus Orientadores Profº Dr. Eduardo Salamuni e Profº Dr. Victor Hugo García, pelas contribuições tanto acadêmicas, quanto logísticas durante os trabalhos de campo. A CONICET, pelo suporte e pelas contribuições futuras. A Pós-Graduação de Geologia da UFPR e todos os seus membros.

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Dados Acadêmicos Nível: Doutorado; Data de ingresso na Pós-Graduação: 8/2018; Área de concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: Evolução Crustal; Título original do projeto de pesquisa: Análise tensorial do ciclo Andino na Província de Jujuy, região noroeste da Argentina.; Data do Exame de Qualificação: Julho de 2020; Possui Bolsa: Sim. Fonte de financiamento: CAPES; Orientação: Prof. Dr. Eduardo Salamuni; Co-orientação: Prof. Dr. Victor Hugo García.