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

Estilos de mineralização e geoquímica de Cu, Ag, As, Sb e Zn do depósito de Cu-Ag de Tullacondra (Cork, Irlanda)

Andressa de Araujo Silva [email protected] Orientador: Prof. Dr. Pedro Filipe de Oliveira Cordeiro (Departamento de Geologia/ UFPR) Coorientador: Prof. Dr. Leonardo Evangelista Lagoeiro (Departamento de Geologia/ UFPR)

Palavras-chave: Metalogênese do Cobre; MVT Irish Type; Irish Midlands

Introdução O depósito de Tullacondra é uma mineralização de Cu-Ag pertencente a Irish Midlands, situado a 10 km a noroeste da cidade de Mallow, condado de Cork, sul da Irlanda (Wilbur and Carter 1986). A Irish Midlands é uma província conhecida por abrigar importantes depósitos de Zn-Pb, como os depósitos de Navan, Lisheen e Silvermine, com cerca de 110 milhões de toneladas (Mt) de minério com valor médio de 8% Zn e 2% Pb, 22 Mt a 11,63% Zn e 1,96% Pb, e 17 Mt a 6,4% Zn, 2,5% Pb e 23 g/t Ag, respectivamente (Andrew 1986; Convery 2017; Torremans 2018). Tullacondra consiste de 3,6 Mt a 0,7% Cu e 27,7 g/t Ag, ainda não explorado e tem sido caracterizado como um corpo vertical rico em Cu com trend EW e um stratabound rico em Ag. O depósito está hospedado em rochas carbonáticas do Carbonífero Inferior do Lower Limestone Shale, lateralmente equivalente ao Grupo Navan, no flanco norte da anticlinal herciniana Kilmaclenine (figuras 1A e 1B - Wilbur and Carter 1986). Embora o depósito de Tullacondra não seja caracterizado por ocorrências significativas de Zn-Pb, ele compartilha algumas feições com os demais depósitos da província. Isso porque, estes depósitos estão hospedados nos mesmos intervalos estratigráficos e têm semelhante controle estrutural NE e ENE (Johnston, 1999). Essas similaridades sugerem que depósitos de Cu-Ag, como Tullacondra, façam parte de um mesmo sistema de mineralização que os de Zn-Pb. Entretanto, os processos de formação do minério que permitem a formação de depósitos de Cu-Ag ao invés de Zn-Pb permanecem pouco compreendidos. Assim, nossa hipótese de trabalho é que Tullacondra é um depósito disseminado e filoniano hospedado principalmente no LLS e gerado predominantemente por fluidos hidrotermais, enquanto os depósitos de Zn-Pb tem maior participação de salmouras bacteriogenicas (e.g. Wilkinson, 2010). Portanto, o objetivo deste estudo é interpretar dados petrográficos e geoquímicos de Tullacondra, a fim de caracterizar as principais fases de mineralização, alterações e assinaturas isotópicas. Tais dados e interpretações permitirão redefinir a caracterização dos corpos de minério e futuras comparações e discussões sobre a relação genética entre depósitos do Irish Midlands. Neste resumo, por conta do número restrito de páginas, serão apresentados apenas dados dos principais elementos associados com a mineralização (Cu, Ag, As, Sb e Zn).

Contexto Geológico A Irish Midlands é uma plataforma carbonática que hospeda rochas sedimentares do Carbonífero formadas ao fim da Orogenia Caledoniana e parte da Orogenia Herciniana (Johnston, 1999; Phillips e Sevastopulo, 1986). Este período é caracterizado por uma mudança de tectônica compressiva para extensional, quando a deposição se deu sobre rochas metassedimentares silurianas e ordovicianas. A sequência basal é composta de sedimentos clásticos da Bacia de Munster conhecidos como Old Red Sandstone (ORS), aflorante no sul da Irlanda. Com a contínua tectônica extensional e o começo de uma transgressão marinha, deu-se origem a carbonatos marinhos rasos do Grupo Navan e carbonatos recifais micríticos do Waulsortian Complex (Phillips e Sevastopulo, 1986). Essas duas unidades são as principais hospedeiras dos depósitos de Zn-Pb, depósitos lenticulares stratabound e/ou em brechas dolomitizadas associados a falhas normais ENE (Johnston, 1999). A origem dos depósitos está ligada a mistura de dois fluidos, um hidrotermal, que transportou os metais, de moderada salinidade (fluido principal) e outro marinho de alta salinidade e baixa temperatura (Wilkinson, 2010). Em um fluxo de convecção, os fluidos percolaram falhas sindeposicionais durante a diagênese dos carbonatos e lixiviaram metais do embasamento metassedimentar paleozóico (e.g. Everett et al., 2003). Ao alcançar novamente a superfície, encontraram um ambiente marinho redutor bacteriogênico e precipitaram sulfetos (Wilkinson e Hitzman, 2015). Equivalente lateral do Grupo Navan ao sul, o Lower Limestone Shale (LLS) é caracterizado por carbonatos lamosos do estágio Courceyan do Carbonífero Inferior (Philcox, 1984). O Lower Limestone Shale é subdividido da base para o topo em Lower e Upper Transition Beds, Uniform Calcarenite, Lower Shaly Calcarenite, Oolitic Calcarenite, Silty Calcarenite e Upper Shaly Calcarenite (Wilbur e Carter, 1986 – figura 1B). Assim como o Grupo Navan, o LLS também hospeda depósitos minerais, entretanto de menor importância econômica, como o depósito de Tullacondra. Tullacondra está hospedado principalmente no Lower Limestone Shale, parte no ORS e nas unidades sobrejacentes ao LLS, folhelho Ballyvergin Shale e calcarenito bioclástico Tullacondra Limestone. Em Tullacondra, o ORS consiste de 500 metros de espessura de rochas siliciclásticas e de Red Beds, o LLS por ~80 m de calcarenito fino a médio oolítico e bioclástico com intercalações de margas e folhelhos, o Ballyvergin Shale por ~1 m de folhelho e o Tullacondra Limestone por ~35 m de calcarenito crinoidal (Wilbur and Carter 1986). A mineralização é descrita por Wilbur e Carter (1986) como dois corpos de minério, um vertical rico em Cu com calcopirita, bornita e calcocita, e outro stratabound rico em Ag restrito às Transition Beds com calcopirita, bornita e tennantita (figura 1B). O corpo vertical teria 40 m de amplitude e 120 m de profundidade, enquanto o stratabound 5 a 10 m de espessura. Os corpos estão na flexura do norte da anticlinal Kilmaclenine e paralelo a falhas de cavalgamento com trend ENE (Wilbur e Carter, 1986 – figura 1A e 1B).

Figura 1 - A. Mapa geológico da anticlinal Kilmaclenine com depósito de Tullacondra (entre a seção A-A’, adaptado do Geological Survey of Ireland - GSI Bedrock Geology 100k Series (1:100,000)); B. Seção geológica esquemática mostrando os corpos de minério vertical e stratabound propostos por Wilbur e Carter (1986).

Material e Métodos As amostras estudadas foram coletadas pelo orientador de três furos de testemunho identificados como M73-3, M73-11 e M73-19, localizados na porção oeste, central e leste do depósito (figura 1A), respectivamente. Análise petrográfica em luz transmitida e refletida de 41 amostras foi realizada no Laboratório de Análise de Minerais e Rochas (LAMIR) para caracterizar as principais feições mineralógicas do corpo de minério, assim como análises de 31 amostras por MEV-EDS para permitir a determinação dos minerais não identificados na análise petrográfica. Análises químicas por ICP-AES e ICP-MS no laboratório da ALS Global contribuíram na determinação da proporção de elementos maiores e menores de 43 amostras. Nesse resumo, entretanto, serão estabelecidas as variações químicas dos principais elementos calcófilos presentes na mineralização (Cu, Ag, As, Sb e Zn) para definir seus comportamentos geoquímicos e determinar, com isso, como a mineralização varia ao longo das unidades litológicas.

Resultados Caracterização litológica e estilos de mineralização: as unidades litológicas são caracterizadas, da base para o topo pelas seguintes feições petrográficas: a) ORS: arenito médio com quartzo, feldspato, muscovita, barita em matriz micrítica; b) LLS é subdividido em: (I) Lower Transition Series - arenito médio e siltito subordinado com quartzo, feldspato e muscovita em matriz micrítica; (II) Upper Transition Series - arenito com mesmas características que o anterior, mas maior proporção de matriz e calcarenito médio subordinado; (III) Uniform Calcarenite - calcarenito oolítico e bioclástico em matriz micrítica com traços de quartzo e muscovita fina a média; (IV) Lower Shaly Calcarenite - calcarenito médio bioclástico em matriz micrítica e traços de quartzo e muscovita média; (V) Oolitic calcarenite - calcarenito oolítico, contendo oolitos e bioclastos com subordinado quartzo, feldspato e muscovita; (VI) Silty Calcarenite - sem amostras; (VII) Upper Shaly Calcarenite - calcarenito bioclástico em matriz micrítica ou esparítica intercalado por camadas finas de folhelhos. Bioclastos são substituídos localmente por calcedônia, mas também apresentam grãos finos a médios de quartzo e muscovita dispersos. Estilolitos são feições comuns a todas sub-unidades do LLS e ocorrem cortando bioclastos ou contornando cristais de quartzo e muscovita. Dolomitos também ocorrem na base do Upper Shaly Calcarenite na porção oeste do corpo de minério. Além disso, a matriz micrítica, predominantemente calcítica, ocorre como dolomítica nesta parte do depósito; c) Ballyvergin Shale: folhelho calcário contendo principalmente cristais de quartzo, calcita e muscovita muito finos com grãos grossos dispersos de quartzo, calcita e muscovita ; d) Tullacondra Limestone: calcarenito bioclástico médio a grosso, parcialmente fino próximo a base, em matriz micrítica a esparítica. Calcedônia substitui alguns bioclastos. A mineralização é caracterizada por sulfetos disseminados ou filonianos e pode ser dividida em seis estilos: 1. Calcocita-bornita-calcopirita disseminadas: cristais finos a médios anédricos hospedados no topo do Tullacondra Limestone e Upper Shally Calcarenite do oeste do corpo de minério (M73-3) e ao longo de todo LLS no corpo central e leste (M73-11 e M73-19). Nas rochas de granulações mais finas, ocorrem também alongadas, paralelas a orientação preferencial da matriz, substituem bioclastos e estão ao longo de estilolitos. Calcopirita ocorre substituindo esses bornita e calcocita ou como lamelas dentro da bornita; 2. Tennantita-tetraedrita-arsenopirita-freibergita-arsenotennantita calcopirita disseminadas: são sulfetos e sulfossais de cristais finos a médios subédricos a euédricos de tennantita, tetraedrita e arsenopirita, e traços de freibergita e arsenotennantita. Esses minerais estão hospedados no Upper Shaly Calcarenite do corpo de minério do oeste (M73-3) e ao longo de todo o LLS do leste e centro do corpo de minério (M73-11 e -19). Esses sulfetos substituem calcocita, bornita e calcopirita e estão envolvidos por calcopirita e/ou calcedônia; 3. Calcopirita disseminada: sulfeto fino a médio hospedado ao longo do LLS e ORS. Esse sulfeto substitui bioclastos e não está associado com outros minerais de minério. É o principal sulfeto hospedado em dolomito do corpo de minério do furo de testemunho oeste (M73-3); 4. Pirita disseminada: fina subédrica a euédrica cúbica. Esse estilo ocorre no Tullacondra Limestone do corpo de minério oeste (M73-3) e no topo do Upper Shally Calcarenite do corpo de minério central (M73-11); 5. Calcocita-bornita-calcopirita hospedadas em veios: cristais finos a grossos anédricos a subédricos hospedados em veios de calcita. Esses sulfetos estão hospedados no Tullacondra Limestone na parte oeste do corpo de minério (M73-3) e no LLS dos corpos de minério central e leste (M73-11 e 19). Esse estilo tem feições similares com os dos sulfetos de cobre disseminados e também apresentam calcopirita os substituindo; 6. Sulfetos e sufossais de Cu-As-Sb hospedados em veios: cristais finos a grossos subédricos de tennantita e arsenopirita em veios calcíticos e dolomíticos. Estão hospedados no Upper Shaly Calcarenite do corpo de minério central (M73-11), Upper Transition Series da parte leste (M73-19) e no Lower Transition Series da parte oeste do corpo de minério (M73-3). Litogeoquímica: Com o intuito de caracterizar quimicamente os corpos de minério nas unidades e sub- unidades litológicas, análises de Cu, Ag, As, Sb, Zn em ppm e S em wt% foram plotadas com base na variação litoestratigráfica em gráficos boxplot, além de serem plotados em gráficos de correlação para determinar as associações entre estes elementos (figura 2). Os limites de detecção mínimo e máximo são: Ag - 0.5/100 ppm; Cu - 1/10000 ppm; Sb - 0.05/250 ppm; As - 0.1/250 ppm; S - 0.01/50% e Zn - 2/10000 ppm. Nos gráficos, os valores menores e maiores que o limite de detecção foram multiplicados por 0,5 e 1,5, respectivamente. Resultados mostram enriquecimento maior de todos os elementos mencionados nas camadas de transição do LLS. Além disso, Cu e Ag também têm segundo maior enriquecimento no Ballyvershin Shale e no Tullacondra Limestone. Diagramas de correlação de Cu e S, Ag e S, Cu e Ag e As+Sb e Zn mostram relação positiva, enquanto As+Sb e Ag não mostra relação aparente.

Figura 2 - Boxplot mostrando a variação química de Ag, As, Cu, S, Sb e Zn e gráficos com a correlação entre esses elementos. UC - Uniform Calcarenite, LSC - Lower Shaly Calcarenite, OC - Oolitic Calcarenite, SC - Shaly Calcarenite, USC - Upper Shaly Calcarenite, BS - Ballyvergin Shale e TL - Tullacondra Limestone.

Discussões e Conclusões A caracterização litológica das rochas hospedeiras mostra uma progressiva transição de uma plataforma siliciclástica para uma carbonática com periódico input de material siliciclástico. Essa transição se deu durante o Devoniano Superior e o Carbonífero Inferior e tem sido reportada como uma transgressão marinha (e.g. Philips and Sevastopulo 1986). Baseado nos estilos de mineralização, a seguinte sequência paragenética para os sulfetos é sugerida: (1) Bornita-calcocita-calcopirita: primeiros minerais entre os sulfetos de Cu. Lamelas de calcopirita em bornita mostram a contemporaneidade entre esse minerais ; (2) Calcopirita: inclui mais de uma geração, mas posterior a bornita e calcocita, já que está sobrepondo os estes minerais. Além disso, calcopirita é o único sulfeto hospedado em dolomitos, litologia descrita apenas no oeste do corpo de minério. Nesse caso, a calcopirita pode ser co- genética ou posterior a dolomitização, pois envolve cristais de dolomita; (3) tennantita, tetraedrita, arsenopirita, arsenotennantita e freibergita são os últimos minerais de minério na sequência paragenética, isso porque ocorrem nas bordas dos demais ou sobrepondo os mesmos. Além disso, eles são possivelmente contemporâneos ou anteriores a calcedônia, pois quartzo microcristalino também é descrito nas bordas desses sulfetos. Dolomitização ocorre na sondagem a oeste do depósito, mas não aparenta associação direta com a mineralização. Por outro lado, silicificação pode estar relacionada com a mineralização de As-Sb e Zn, em função da cristalização da calcedônia nas bordas de calcopirita e tennantita. A ocorrência das mesmas associações de sulfetos como disseminação e em veios pode seguir dois modelos: (I) A disseminação foi gerada pela dispersão dos fluidos a partir dos veios; (II) Os veios foram formados pela remobilização dos metais disseminados. Cabe destacar ainda, que a pirita disseminada ocorre principalmente no Tullacondra Limesntone e na sub-unidade superior do LLS Upper Shaly Calcarenite e não é colocada na sequência paragenética, pois não há relação textural entre ela e outros sulfetos e sulfossais. As análises geoquímicas mostram que a mineralização se deu principalmente nos Transitions Series, podendo ter um segundo corpo de minério de Cu-Ag restrito às unidades sobrejacentes ao LLS pobre em As, Sb e Zn. Isso está de acordo com a existência do corpo stratabound proposto por Wilbur e Carter (1986), embora dados mostrem que esse corpo não é apenas rico em Cu, mas também em Ag (figura 1B). A existência de um corpo vertical rico em Cu é possível, mas é preciso a caracterização de uma estratigrafia geoquímica detalhada. A correlação positiva entre teores de Ag, Cu e S mostra que a Ag deve estar associada com sulfetos de Cu e não a minerais de As e Sb (figura 1C). Adicionalmente, a correlação positiva entre As, Sb e Zn condiz com a ocorrência de argentotennantita e freibergita na mineralização. Assim, propomos que a mineralização se deu nos contatos entre as unidades litológicas, primeiramente de Cu-Ag na zona de transição entre o ORS e o LLS. Com o empobrecimento de As, Sb e Zn, uma segunda fase de mineralização de Cu-Ag ocorreu próximo ao contato do LLS e do Ballyvergin Shale e Tullacondra Limestone.

Atividades Futuras Futuras atividades incluirão imageamento por Micro XRF de 7 amostras pela Universidade de Notre Dame (EUA), em Julho de 2019, a fim de mapear elementos traço de Si, Fe, Mg, Cu, Ca, As, Sb e Ag. Esse mapeamento auxiliará a identificar as principais fases minerais associadas a Ag e melhor caracterizar as variações químicas dos sulfetos. Adicionalmente pretende-se no segundo semestre de 2019 em parceria com a University College Cork (UCC) e o Irish Centre for Research in Applied Geosciences (iCrag), analisar isótopos de S nessas mesmas 7 amostras para investigar a origem do enxofre dos minérios de Tullacondra e compará-los com dados publicados de outros depósitos irlandeses, como o de Navan.

Agradecimentos Agradeço pelo apoio financeiro, analítico e/ou acadêmico: Programa de Pós Graduação em Geologia da Universidade Federal do Paraná, LAMIR, Diversified Asset Holdings Pty, UCC e ao iCrag.

Referências Andrew C.J. 1986. The tectono-stratigraphic controls to mineralization in the Silvermines area, County Tipperary, Ireland. In: Andrew CJ, Crowe RWA, Finlay S, Pennel WM, Pyne, JF (ed) Geology and genesis of mineral deposits in Ireland. Irish Association for Economic Geology, p. 377-417. Convery M. 2017. Searching for the “next big thing”: Examination the potential for new feeder zone mineralization in the western Navan aerea. County Meath, Ireland. Dissertation, University of Glasgow Johnston, J.D. 1999. Regional fluid flow and the genesis of Irish Carboniferous base metal deposits. Mineralium Deposita, 34: 571–598. Everett, C.E., Rye, D.M., and Ellam, R.M., 2003, Source or sink? An assessment of the role of the Old Red Sandstone in the genesis of the Irish Zn-Pb deposits. Economic Geology, 98: p. 31-50. Philcox M.E. 1984. Lower Carboniferous lithostratigraphy of the Irish Midlands. Spec Publ, Irish Association for Economic Geology, p. 89. Phillips W.E.A., Sevastopulo G.D.S. 1986. The stratigraphic and structural setting of Irish mineral deposits. In: Andrew CJ, Crowe RWA, Finlay S, Pennell WM, Pyne JF (eds) Geology and genesis of mineral deposits in Ireland. Irish Association for Economic Geology, p. 1-30. Torremans K., Kyne R., Doyle R., Güven J.F., Walsh JJ. 2018. Controls on Metal Distributions at the Lisheen and Silvermines Deposits: Insights into Fluid Flow Pathways in Irish-Type Zn-Pb Deposits. Econ Geol 113: 1455-1477. Wilbur D. G., Carter J. S. 1986. Cu-Ag mineralization at Tullacondra, Mallow, Co. Cork. In: Andrew C. J., Crowe R. W. A., Finlay S., Pennell W. M., Pyne J. F. (eds) Geology and genesis of mineral deposits in Ireland. Irish Association for Economic Geology, p. 501-508. Wilkinson, J.J., 2010, A review of fluid inclusion constraints on mineralization in the Irish orefield and implications for the genesis of sediment-hosted Zn-Pb deposits. Economic Geology, 105: p. 417-442. Wilkinson, J.J., Hitzman, M.W., 2015. The Irish Zn-Pb Orefield: the View from 2014. In: Archibald, S.M., Piercey, S.J. (Eds.), Current Perspectives on Zinc Deposits. Irish Association for Economic Geology, Dublin, p. 59-72.

Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado - Qualificação. Data do Exame de Qualificação: 06/2019. Título original do Projeto de Pesquisa: Metalogênese do cobre associado a ambientes sedimentares. Data de ingresso na Pós-Graduação: 04/2018; Área de Concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: Análise de depósitos minerais; 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

Feições deformacionais em sedimentos glaciotectonizados do Grupo Itararé, Bacia do Paraná, na região de Balsa Nova (PR)

Aurora Machado Garcia [email protected] Orientadora: Profa. Dra. Bárbara Trzaskos (Departamento de Geologia/Universidade Federal do Paraná) Coorientador: Prof. Dr. Fernando Farias Vesely (Departamento de Geologia/Universidade Federal do Paraná)

Palavras-chave: glaciotectonito, LPIA, micromorfologia

Introdução A deformação glaciotectônica, isto é, deformação gerada pelo stress sobreposto por uma geleira no substrato, ocorre tanto em sedimentos inconsolidados quanto em material litificado. Este processo se dá sob ou na frente de grandes massas de gelo; em momentos de avanço máximo e até mesmo recuo dos glaciares. A descrição e interpretação das estruturas geradas (planos de cisalhamento, dobras, objetos rotacionados, slickensides, falhas, etc.) fornecem importantes dados acerca do paleofluxo do gelo e posição dos sedimentos em relação ao mesmo. O estudo da glaciotectônica ganhou destaque dentro da geologia estrutural e geomorfologia, principalmente em sedimentos deformados do último período glacial durante o Pleistoceno. Há, no entanto, uma carência de trabalhos focados na parte deformacional de glaciações mais antigas, como a Paleozoica (p. ex. Fedorchuk et al. 2019). Desta forma, surge a necessidade de estudar as feições encontradas na porção leste do Grupo Itararé (Bacia do Paraná), próximo ao município de Balsa Nova (PR) (fig. 1A). Com o objetivo de descrever e caracterizar as estruturas presentes, utiliza-se a hipótese que os sedimentos depositados foram deformados em contexto subglacial. A região insere-se geologicamente na base do Grupo (Fm. Lagoa Azul), envolvendo as sequências 1A e 1B definidas por Vesely et al. (2015), sendo esta última posteriormente dividida em sequências 1B inferior, médio e superior por Rosa et al. (2019). Trata-se de um complexo composto por tilitos, diamictitos, arenitos e rochas finas depositadas em contato com o gelo em discordância angular com os arenitos da Fm. Furnas ou sobre rochas Pré-Cambrianas.

Estado da arte Van der Wateren (2002) divide a deformação subglacial em horizontes diferentes, a partir de variações na intensidade da deformação. São propostos três horizontes, sendo: Sr – o mais distante do contato com o gelo, caracterizado por dobras cerradas a isoclinais e falhas normais; Sb – com boudins, detachment folds e planos de cisalhamento anastomosados e transpostos; e Sh – logo abaixo da geleira, onde a deformação é máxima e caracterizada por materiais homogêneos e planos de cisalhamento anastomosados. Do ponto de vista microscópico, diversos trabalhos realizados desde a década de 1990 (ver Phillips et al. 2018 e suas referências) sugerem que as microfeições podem ser divididas entre plasma fabrics e S-matrix microstructures, de acordo com a ocorrência de elementos <25– 30μm (plasma) e maiores que 35μm (skeleton grains) na lâmina (van der Meer 1993). Geralmente as plasma fabrics são indicativas de deformação dúctil das partículas fração argila na matriz, enquanto as estruturas do tipo S-matrix são mais complexas, podendo ser subdividas em estruturas rúpteis, dúcteis, polifásicas e àquelas cuja formação é ligada diretamente com a pressão de poros. A caracterização dessas microfeições é importante especialmente em rochas formadas em contexto subglacial que apresentam pouca ou nenhuma deformação aparente, podendo assim ser inferidas informações cerca do paleo deslocamento do gelo.

Material e Métodos Para a realização do trabalho foram realizados 14 dias de campo, com coleta de dados estruturais, amostras orientadas e fotos. As fotografias foram utilizadas para a composição de fotos-mosaicos onde estruturas foram interpretadas do ponto de vista geométrico; dentre as amostras coletadas 14 foram laminadas, dando origem a 16 seções delgadas, que foram descritas em microscópio de luz transmitida e escaneadas. Já os dados estruturais foram tratados em softwares como o OpenStereo e StereoNet.

Resultados A seção geológica estudada foi subdividida em três ciclos glaciais por Rosa et al., 2019 (CG1, CG2 e CG3, da base para o topo. Fig. 1B), nos quais podem ser observados intervalos deformados intercalados com porções indeformadas (fig. 1C): o primeiro ciclo glacial é composto por uma camada de diamictito arenoso de pouco menos que dez metros de espessura que não aflora de forma uniforme na área. Neste diamictito há poucas estruturas relacionadas à deformação glacial, sendo observados apenas planos de cisalhamento sub-horizontais, descontínuos e ondulados, ressaltados pela entrada posterior de óxido de ferro. O ciclo glacial 2 é representado por uma sucessão de aproximadamente 40 metros de espessura, composta principalmente pela intercalação de diamictitos e arenitos grossos maciços com arenitos e conglomerados estratificados. Do ponto de vista estrutural, é possível observar maior complexidade, com pacotes métricos deformados intercalados com porções indeformadas. Por último, o CG3 apresenta maior diversidade de estruturas, com falhas de empurrão que indicam vergência para noroeste e dobras de arrasto associadas, estruturas tipo par SC, boudins, lentes de areia cisalhadas, planos de cisalhamento e foliações oblíquas ao acamadamento. São ainda descritas estruturas que indicam a deformação do sedimento inconsolidado e saturado em água tais como diápiros e estruturas centimétricas de escape de fluido. As falhas de empurrão se manifestam em planos ondulados, com zonas de dano centimétricas e dobras de arrasto associadas com escalas variadas, desde poucos centímetros a poucos metros. Do primeiro ciclo glacial foram obtidas 18 medidas dos planos de cisalhamento, geralmente paralelos a subparalelos ao acamadamento, cuja atitude média é N360/05 (fig. 1D). Nesta unidade não foram encontradas estruturas lineares internas ao diamictito, apenas estrias geradas por geleiras (n=6) no contato com o embasamento (arenitos da Fm. Furnas) cujo azimute médio é N355. Nas rochas do segundo ciclo foram medidos principalmente planos de cisalhamento sub-horizontais contínuos e anastomosados, com plano médio (n=62) indicando mergulho baixo para N/NW e direção NE (N300/05) (fig. 1E). Observando-se o estereograma, nota-se pequena dispersão, explicada pelo baixo ângulo de mergulho e ondulação dos planos. A análise geométrica de afloramentos desta unidade (1, 2 e 11, ver fig. 1A) mostra transporte principalmente para oeste, porém há medidas de slickensides que indicam direção do movimento para SW (N252/08) (fig. 1G). Neste ciclo foram medidas paleocorrentes (de estratificações cruzadas e turboglifos, n=7) para SW (azimute médio N253). Destaca-se ainda a presença de lentes centimétricas a decimétricas de areia boudinada, com falhas normais associadas ao processo de boudinagem. No terceiro e último ciclo, foram obtidas 18 medidas de planos de cavalgamento, com azimute médio N180/10 e seis medidas de estrias, com mergulho médio de 5 graus para sudoeste (N217/05). Já os planos de cisalhamento comumente limitam camadas decimétricas onde há concentração da deformação, gerando horizontes fortemente cisalhados, com espaçamento entre os planos milimétrico a centimétrico, com geração de slickensides de azimute médio N348/02 (fig. 1H) e concentração de minerais micáceos (possivelmente muscovita) nos planos, gerando uma xistosidade. Os planos de cisalhamento (n=153) também apresentam dispersão moderada no esterograma, com mergulho médio de 5 graus para sudeste (N120/05) (fig. 1F). Em meso e microescala observam-se estruturas análogas àquelas vistas em afloramentos, com destaque para as falhas normais associadas ao processo de boudinagem de lentes de areia em meio ao diamictito (fig. 2A), planos de cisalhamento (fig. 2B), dobras (fig. 2D) e estruturas de escape de fluido (fig.2E). Em lâmina, além da cominuição dos grãos por cisalhamento (fig. 2C), confirmam-se as foliações (no sentido de Phillips et al. 2011) oblíquas ao acamadamento que são observadas em amostra de mão (fig. 2G e H), sendo estas definidas pela reorientação de minerais micáceos em ângulos de aproximadamente 22 graus em relação ao S0. Além disso, pode-se também observar que além da foliação oblíqua há uma orientação de minerais micáceos paralela ao acamadamento sedimentar, que ocorre, porém, de forma mais incipiente mais espaçada que a foliação anterior (fig. 2I). Nota-se também a crenulação da matriz em amostras ricas em fração argila (fig. 2F). Já a “xistosidade”, descrita em amostra de mão como planos predominantemente retilíneos, espaçados milimetricamente a centimetricamente e crenulados, é definida em lâmina pela orientação de cristais euédricos de muscovita maiores que um milímetro, concentrados em camadas orientadas de até 0,5 milímetro de espessura. Essas porções “lepidoblásticas” da lâmina apresentam crenulações e extinções ondulantes, porém a porção “granoblástica”, composta por cristais de quartzo com contatos suturados entre si não apresenta deformação intracristalina aparente (fig. 2J). Além de cristais bem formados de mica branca, é possível encontrar cristais de clorita levemente deformados em arenitos do último ciclo glacial (fig. 2K), oriundos possivelmente da matriz entre os grãos de quartzo.

Fig. 1. (A) Mapa de localização da área estudada, com indicação dos afloramentos descritos. (B) Coluna estratigráfica do intervalo rochoso compreendido no estudo, separada de acordo com os ciclos glaciais (1A, 1B inferior, médio e superior), além do início da sequência glacio influenciada (2) que não foi abordada nesta pesquisa. (C) Seção geológica esquemática (com exagero vertical de 5x) ao longo da ferrovia, onde as porções hachuradas representam intervalos ainda não detalhados. Linhas verticais vermelhas indicam mudança na direção do perfil, que causa a diferença nos ângulos de mergulho das camadas. (D), (E), (F) Diagramas de contorno referentes aos planos de cisalhamento encontrados nos ciclos glaciais 1, 2 e 3, respectivamente. Grande-círculos vermelhos indicam o plano médio. (G), (H) Estereogramas com planos e slickensides do segundo e terceiro ciclos glaciais. Figuras (A) e (B) adaptadas de Rosa et al. 2019.

Fig. 2. Amostras de mão e seções delgadas descritas. (A) Diamictito arenoso do CG2 (localidade 10) com falhas normais cortando lentes de areia. Observa-se entrada de frações finas do diamictito nos planos de falha. Associam-se as estruturas ao processo de boudinagem das lentes. (B) Arenito do CG2 (ponto 2) com duas orientações de planos de cisalhamento, formando uma estrutura do tipo par S-C (movimentação dextral). Retângulo vermelho indica a posição aproximada de (C), onde a foto obtida a partir do scan da lâmina evidencia que o cisalhamento resultou na cominuição dos grãos a partir do desgaste mecânico dos mesmos. (D) Roothless fold associada à falha de empurrão em arenito do CG3 (afloramento 9). (E) Diamictito (rosa) com lente de areia (amarela) boudinada e cisalhada, com planos de cisalhamento mal desenvolvidos (ponto 9). Nota-se a presença de estruturas de escape de fluido próximo ao rompimento da lente. O retângulo vermelho indica a posição aproximada de (F), que mostra crenulações no plasma (matriz), gerando uma foliação de crenulação. (G) Arenito muito fino do CG3 (localidade 5) com foliações oblíquas ao acamadamento (plano do topo da amostra, que se encontra dobrado e com slickensides de direção N09/02). Polígono vermelho indica localização aproximada da imagem 2.I. (H) Arenito do CG3 (localidade 4) com xistosidade definida pela orientação de minerais micáceos (linhas em preto). Observa-se o caráter predominantemente retilíneo, mas com um leve anastomosamento, das foliações. Polígono vermelho indica a localização aproximada da figura 2.J. (I) Microfotografia de lâmina da amostra retratara em (G). Nota-se duas orientações de minerais micáceos e grãos finos de quartzo, sendo uma em amarelo paralela ao S0 (pontilhado amarelo) e uma oblíqua a estes (em vermelho). (J) Porções de textura “lepidoblástica” e “granoblástica” da rocha ilustrada em (H). Níveis de cristais bem formados de muscovita, com extinção ondulante e leve crenulação intercalados com níveis de grãos de quartzo suturados sem deformação intracristalina aparente. (J) Cristais de mica e muscovita em arenito do CG3.

Discussões e Conclusões Preliminares O intervalo descrito possui feições condizentes, com processos de cisalhamento simples (p. ex. planos de cisalhamento, foliações tipo par S-C, boudins, etc.), onde a deformação se concentra em horizontes com predomínio de material fino (silte e argila), que facilita o deslizamento. Isto permite interpretar que as estruturas observadas como aquelas encontradas nos horizontes Sr e Sh (Van der Wateren, 2002) de cisalhamentos subglaciais. A raridade de dobras fechadas a isoclinais na área (sendo encontrados apenas dobramentos suaves de grande comprimento de onda e baixa amplitude) pode ser explicada pela reologia do material deformado, que é composto predominantemente por granulação mais grossa. Interpretam-se as estruturas encontradas como subglaciais, porém, como há grande coincidência das estruturas encontradas em contexto pró e subglacial há a necessidade da aprimoração da seção geológica para delimitação do arcabouço estrutural regional, visto que um dos principais critérios para diferenciar o ambiente de formação das estruturas é a partir da relação espacial (tanto vertical quanto horizontal) entre elas (Phillips et al., 2007). Em microescala são observadas feições rúpteis (domínios falhados, linhas discretas de cisalhamento, zonas de cisalhamento/bandas de deformação e grãos esmagados) e dúcteis (dobras, foliações secundárias e de crenulação), mas poucos indicadores cinemáticos, como rotações e sombras de pressão, sendo os encontrados indicando paleofluxo do gelo para N-NW. Tem-se ainda as micas bem formadas encontradas em uma das amostras foliadas do ciclo glacial 3, que não condizem apenas com micas detríticas reorientadas que sofreram diagênese (devido ao tamanho, hábito e bordas não corroídas), sendo necessário estudos mais a fundo sobre a origem destas. Atividades Futuras Esta pesquisa tem ainda prevista a integração de dados da Formação Aquidauana (correlata ao Grupo Itararé), que serão coletados em etapa de campo confirmada entre os dias 19 e 30 de junho de 2019. Também serão feitas análises microscópicas seguindo a metodologia proposta por Phillips et al. 2011, durante viagem à Escócia na segunda quinzena de agosto.

Agradecimentos O presente trabalho foi realizado com apoio da Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior – Brasil (CAPES) – Código de financiamento 001 e do Projeto Caruaçu (Projeto de Avaliação dos Controles Sedimentológicos, Estratigráficos e Tectônicos na Distribuição e Qualidade de Reservatórios Siliciclásticos processo 2016/00284-7) em parceria entre o Laboratório de Análise de Bacias (LABAP-UFPR), Fundação de Apoio da Universidade Federal do Paraná (FUNPAR) e Petrobras.

Referências Fedorchuk N.D., Isbell J.L., Griffis N.P., Vesely F.F., Rosa E.L.M., Montãnez I.P., Mundil R., Yin Q.-Z., Iannuzzi R., Roesler G., Pauls K.N., 2019. Carboniferous glaciotectonized sediments in the southernmost Paraná Basin, Brazil: Ice marginal dynamics and paleoclimate indicators. Sedimentary Geology. In press, accepted manuscript. Phillips, E.R., Merritt, J.W., Auton, C.A., Golledge, N.R., 2007. Microstructures developed in subglacially and proglacially deformed sediments: faults, folds and fabrics and the influence of water on the style of deformation. Quaternary Science Reviews 26, 1499-1528. Phillips, E.R., van der Meer, J.J.M., Ferguson, A., 2011. A new ‘microstructural mapping’ methodology for the identification and analysis of microfabric within glacial sediments. Quaternary Science Reviews 30, 2570-2596. Phillips, E.R., Evans, D.J.A., van der Meer, J.J.M., Lee, J.R., 2018. Microscale evidence of liquefaction and its potential triggers during soft-bed deformation within subglacial traction tills. Quaternary Science Reviews 181, 123- 143. Rosa, E.M.L, Vesely, F.F., Isbell, J.L., Kipper, F., Ferdorchuk, N.D., Souza, P.A., 2019. Constraining the timing, kinematics and cyclicity of Mississippian-Early Pennsylvanian glaciations in the Paraná Basin, Brazil. Sedimentary Geology 384, 29-49 Van der Meer, J.J.M., 1993. Microscopic Evidence of subglacial deformation. Quaternary Science Reviews 12, 553-587. Van der Wateren F.M. 2002. Processes of glaciotectonism. In: MENZIES J. (2ed) Modern and Past Glacial Environments. Butterworth-Heinemann, Oxford, 417-444p. Vesely, F.F., Trzaskos, B., Kipper, F., Assine, M.L., Souza P.A. 2015. Sedimentary record of a fluctuating ice margin from the Pennsylvanian of western Gondwana: Parana Basin, southern Brazil. Sedimentary Geology, 326:45-63

Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado - qualificação. Data do Exame de Qualificação: (06/2019) Título original do Projeto de Pesquisa: Análise da Deformação em Sedimentos Glaciais Inconsolidados do Grupo Itararé. Data de ingresso na Pós-Graduação: 04/2018; Área de Concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: Análise de Bacias. 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

Ocorrência de hidrocarbonetos em depósitos vulcanoclásticos máficos (MVD’s) da Província Ígnea do Paraná, em Porto União (SC)

Bianca de Andrade Colle E-mail da autora: [email protected] Orientadora: Profᵃ. Drᵃ. Eleonora Maria Gouvêa Vasconcellos (LAMIR - Departamento de Geologia/Universidade Federal do Paraná) Coorientador: Prof. Dr. Otavio Augusto Boni Licht (Programa de Pós-Graduação em Geologia/Universidade Federal do Paraná)

Palavras-chave: sistema petrolífero atípico, derrames basálticos, geoquímica isotópica.

Introdução Os estudos do vulcanismo nas bacias sedimentares brasileiras realizados nos últimos anos têm mostrado a relevância significativa do magmatismo na prospecção de hidrocarbonetos (Thomaz-Filho et al. 2008). Segundo esses autores, a influência térmica associada às regiões de rochas sedimentares adjacentes às intrusões magmáticas propicia o aumento da temperatura e, consequentemente, a maturação da matéria orgânica contida nas rochas geradoras de óleo. Além disso, discutem que as rochas ígneas ainda permitem a migração do óleo gerado através do contato dos diques e soleiras com as rochas sedimentares, e o acúmulo oleígeno nas fraturas dos basaltos, sedimentos e poros de rochas adjacentes a eles, atuando como rochas armazenadoras e selantes, respectivamente. Em pesquisas de cunho exploratório e científico associadas à Província ígnea do Paraná, na Bacia do Paraná (e.g. Paulipetro 1982; Thomaz-Filho et al. 1982, Araújo et al. 2000, Araújo et al. 2005; Petersohn et al. 2007, Thomaz-Filho et al. 2008; Reis 2013), pontuam-se a influência térmica do magmatismo na geração, migração e/ou acumulação de óleo nas fraturas das rochas basálticas e/ou nos poros de camadas sedimentares, no entanto, a observação e a descrição de hidrocarbonetos acumulados em cavidades de rochas vulcanoclásticas máficas da PIP - Província Ígnea do Paraná ainda não foram realizadas.

Contexto Geológico A Bacia do Paraná é descrita por Milani et al. (2007) como uma ampla zona de depósitos sedimentares e rochas vulcânicas e intrusivas rasas (sills e diques) distribuídos na estrutura da sinéclise intracontinental da porção sul do continente Sul-Americano - sendo a porção mais espessa de suas rochas coincidente com a calha do Rio Paraná - e cobrindo uma área de aproximadamente 1,5 milhão de quilômetros quadrados. De acordo com esses autores, a história evolutiva dessa bacia está intimamente relacionada aos ciclos de soerguimento e abatimento intracratônicos associados aos eventos orogenéticos ocorridos na borda ativa do Gondwana, e à separação do Gondwana no Mesozóico - culminando na deposição de espessos depósitos sedimentares e no extravasamento dos derrames basálticos que compõem a Província Ígnea do Paraná. Segundo os estudos de Licht (2014) sobre a evolução do conhecimento da PIP, que compreende 95% das rochas da Província Magmática Paraná-Etendeka e tem espessura máxima conhecida de aproximadamente 1.722 metros (verificada no poço 2-CB-001A-SP, perfurado em Cuiabá Paulista), as rochas extrusivas basálticas estão distribuídas em mais de 1.2 milhão de quilômetros quadrados. O autor descreve que o volume magmático que gerou os derrames basálticos da PIP atravessou dezenas de quilômetros de rochas do embasamento cristalino e rochas sedimentares da Bacia do Paraná até extravasar na superfície, e que por ter sido influenciado pelas interações magma-crosta-geofluidos, possibilitou a geração de diversos produtos vulcânicos e depósitos vulcanoclásticos expostos hoje na superfície da bacia. White & Houghton (2006) propuseram um sistema de classificação unificador para caracterizar os depósitos vulcanoclásticos primários a partir do tamanho dos grãos e do mecanismo de transporte e deposição de partículas, dividindo esses depósitos em quatro tipos principais: piroclásticos, autoclásticos, hialoclásticos e peperíticos. Para esses autores, depósitos vulcanoclásticos primários são compostos por produtos rochosos fragmentados diversos originados diretamente por meio de processos eruptivos explosivos ou efusivos. Após terem sido identificados na Província Ígnea do Paraná, esses depósitos têm sido estudados com maior frequência, sendo chamados de depósitos vulcanoclásticos máficos (MVD’s), tal como descritos nos trabalhos de Licht & Arioli (2011a, b, c), Silveira et al. (2011), Licht (2012) e Valore

(2017). “A aplicação de novos conceitos e a intensificação de pesquisas no campo da vulcanologia física evidenciam uma faciologia diversificada e complexa nas diversas regiões da província” (Licht, 2014).

Justificativas Pesquisas associadas à ocorrência de hidrocarbonetos gerados pela influência termal das intrusões e dos derrames basálticos na Bacia do Paraná, e à elaboração de modelos de sistemas petrolíferos atípicos têm sido cada vez mais frequentes (e.g. Thomaz-Filho 1982, Araújo et al. 2000, 2005, 2006, Thomaz-Filho et al. 2008, Reis 2013), e seus resultados têm sido muito requisitados na abordagem da geologia exploratória por diversas empresas em busca de informações que possam contribuir para o conhecimento de sistemas petrolíferos não marinhos. Esses resultados são utilizados para simular as condições físicas (temperatura e pressão) e químicas (diagênese e catagênese) originais dos ambientes geológicos naturais geradores de óleo, que podem ser interpretados como análogos modernos e contribuir para o sucesso das investigações de áreas intracontinentais potenciais à prospecção em hidrocarbonetos. Portanto, a compreensão dos processos magmáticos e eruptivos que geraram as rochas da PIP e possibilitaram a formação, a migração ou a destruição de hidrocarbonetos, assim como a acumulação em reservatórios ígneos-básicos, são fundamentais.

Área de estudo A área de estudo dessa pesquisa é a Pedreira Kerber, localizada no município de Porto União, em Santa Catarina, que dista 237 quilômetros de Curitiba, Estado do Paraná (Figura 1). Recentemente, foram identificados nesse local e em meio aos basaltos da Província Ígnea do Paraná, depósitos vulcanoclásticos máficos com pequenos glóbulos oleígenos (Figura 2), além de camadas de arenito interderrame. No mapa geológico da figura 1, a área de estudo pode ser observada em meio às rochas vulcânicas básicas do Grupo Serra Geral e próxima às ocorrências areníticas da Formação Botucatu.

Figura 1 – Localização da área de estudo em Porto União, região norte de Santa Catarina, próximo ao limite sul do Estado do Paraná. A Pedreira Kerber está identificada pelo quadrado vermelho. Fonte: modificado da Carta Geológica Brasil ao Milionésimo, Folha de Curitiba SG.22 (CPRM 2003).

Figura 2 – (A) amostra de rocha vulcanoclástica com glóbulos oleígenos; (B) amostra de rocha vulcanoclástica com sedimentos arenos fluidizados em meio aos clastos de basalto; (C) Frente de lavra na Pedreira Kerber, onde possível observar as camadas interderrames areníticas horizontais e de cor marrom claro C). Fonte: imagens cedidas por Otavio Augusto Boni Licht/PPGeol/UFPR.

Hipóteses Os arenitos interderrames que ocorrem na Pedreira Kerber corresponderiam aos arenitos da Formação Botucatu, e o óleo encontrado em rochas vulcanoclásticas pode ter sido gerado no Sistema Petrolífero Irati/Rio Bonito/Pirambóia - devido à influência termal das intrusões e derrames basálticos da PIP. O óleo teria posteriormente migrado pelas fraturas dos basaltos, preenchendo os pequenos espaços vazios dessas rochas vulcanoclásticas máficas, ou teria sido carreado em profundidade junto ao magma até a superfície.

Objetivos O projeto tem como objetivo geral determinar a ocorrência de hidrocarbonetos, sua origem, migração e acumulação nas rochas vulcanoclásticas máficas, e as condições de temperatura vigente durante a exposição da matéria orgânica da rocha geradora às influências térmicas do magmatismo Serra Geral. Os objetivos específicos do trabalho são: 1) a classificação das rochas vulcânicas; 2) classificação das rochas vulcanoclásticas; 3) a classificação e correlação das camadas de arenito interderrame com a Formação Botucatu, buscando obter novas informações sobre sua composição e origem; 4) a identificação e classificação dos argilominerais presentes nos poros das rochas; 5) a determinação das relações estratigráficas entre os derrames de basalto e as rochas vulcanoclásticas; 6) a relação genética entre os depósitos basálticos, MVD’s e os arenitos interderrames; e 7) a correlação entre os hidrocarbonetos e o Sistema Petrolífero Irati/Rio Bonito/Pirambóia.

Estado da arte A Província Ígnea do Paraná, onde ocorrem as rochas vulcanoclásticas máficas que serão estudadas nesse projeto, é descrita por Milani et al. (1994, 2007) como o registro litológico do Eocretáceo - inserido na Supersequência Gondwana III - composto por cerca 2.000 metros de derrames basálticos. Segundo os autores, o magma básico intrudiu as rochas da crosta continental e os sedimentos da Bacia do Paraná durante o vulcanismo fissural ocorrido na separação dos continentes no Atlântico Sul, durante o Mesozóico, e foi depositado sobre e em meio às rochas sedimentares da bacia. Estudos de datação ⁴⁰Ar /³⁹Ar realizados por Thiede & Vasconcellos (2010) em amostras da PIP relatam que o evento que gerou os derrames continentais basálticos teve duração de quase 1,2 milhão de anos, posicionando o vulcanismo que gerou essas rochas em 134,7 ± 1 Ma, no Eocretáceo. Thomaz-Filho et al. (2008), relatam que as intrusões de rochas intrusivas e extrusivas, básicas à intermediárias, não propiciam apenas a maturação da matéria orgânica nas rochas geradoras, mas também favorecem os processos de migração de hidrocarbonetos - devido às pressões hidrostáticas nos poros das rochas sedimentares e as consequentes mudanças petrofísicas - e influenciam na acumulação de óleo, como em diques e soleiras. Os autores sugerem que grandes quantidades de petróleo das rochas paleozóicas do Devoniano (Formação Ponta Grossa) e do Permiano (Formação Irati) podem ter sido gerados pela ação dos corpos intrusivos nessas bacias. A partir de análises geoquímicas, Thomaz-Filho (1982) e Araújo et al. (2000) descrevem que o óleo presente nas porções inferiores da Formação Pirambóia foi originado no Membro Assistência da Formação Irati, devido às influências térmicas das intrusões básicas do Cretáceo Inferior na Bacia do Paraná, tratando-se de um sistema petrolífero atípico. Thomaz-Filho et al. (2008), concluem que para a compreensão das acumulações de óleo em zonas adjacentes às intrusões ígneas de diques e soleiras que atuaram e atuam como rochas selantes, são necessárias investigações geofísicas que determinem a disposição espacial desses corpos na rochas sedimentares das bacias.

Material e Métodos Os métodos para a realização do projeto estão baseados na obtenção de dados das análises petrográfica, geoquímica e isotópica das amostras para alcançar os objetivos. Foram definidas 3 etapas. Na primeira etapa, serão feitas: 1) a revisão da bibliografia, com o estudo do contexto geológico da região e de trabalhos associados à classificação geoquímica e compartimentação das rochas da PIP e da Bacia do Paraná, além das ocorrências de hidrocarbonetos da bacia; 2) a realização de uma campanha de campo para a coleta de amostras de rocha e a descrição das bancadas da Pedreira Kerber; 3) a descrição, classificação e nomenclatura das amostras coletadas; 4) e a seleção das amostras para a confecção de lâminas petrográficas no LAMIR – Laboratório de Análise de Minerais e Rochas da Universidade Federal do Paraná/UFPR, para estudos de petrografia ao microscópio óptico de luz transmitida (LAMIR e LAPEM – Laboratório de Petrologia e Mineralogia/UFPR). A classificação das rochas vulcanoclásticas máficas será feita com base na classificação dos MVD’s realizada no Mapeamento do Grupo Serra Geral, em 2012, pela Mineropar - Serviço Geológico do Paraná (atualmente o ITCG – Instituto de Terras, Cartografia e Geologia do Paraná). Na segunda etapa serão selecionadas as amostras vulcanoclásticas máficas com óleo para as seguintes análises: 1) a espectrometria de emissão óptica com plasma acoplado indutivamente (ICP-OES) do óleo para determinar a sua composição, e o seu aquecimento para a determinação do TOC - teor de carbono orgânico total (ambas as análises serão realizadas no LACAUT - Laboratório de Análises de Combustíveis Automotivos da UFPR); 2) a espectrometria de massa de razão isotópica (IRMS) para a determinação das razões isotópicas de C e O do óleo; e a microtomografia das amostras com óleo para determinar a permoporosidade da rocha reservatório. Na terceira etapa serão realizadas as análises geoquímicas das rochas vulcânicas, MVD’s e sedimentares, tais como: 1) a fluorescência de raios X (FRX) para a obtenção de dados químicos em óxidos e elementos traço para a caracterização das rochas; 2) a microscopia eletrônica de varredura (MEV-EDS) para a obtenção de dados químicos e a determinação de diferenças morfológicas entre as rochas vulcanoclásticas, sedimentares e dos argilominerais; 3) a espectrometria de massa com plasma induzido (ICP-MS) na determinação dos elementos traço para a caracterização da tipologia dos basaltos estudados; 4) e a difratometria de raios X (DRX) para a identificação dos argilominerais dos poros das rochas. A classificação e a interpretação dos dados obtidos nas análises dos argilominerais será feita com base na classificação proposta por Titon (2019).

Resultados A partir da obtenção e interpretação dos dados petrográficos, geoquímicos e isotópicos das amostras, e de campo, será feita a seção estratigráfica da área da Pedreira Kerber, correlacionando os derrames basálticos, os MVD’s e as rochas sedimentares. Serão elaborados de 2 artigos: o primeiro abordará a relação entre o óleo e as rochas vulcanoclásticas máficas hospedeiras, e o segundo abordará a estratigrafia das rochas vulcânicas, dos MVD’s e das rochas sedimentares, na confecção de um modelo que permita a compreensão da distribuição geométrica do reservatório ígneo vulcanoclástico.

Atividades Futuras As atividades a serem desenvolvidas correspondem: aos trabalhos de campo e coleta de amostras na Pedreira Kerber em Porto União; às análises petrográficas, geoquímicas e istotópicas das amostras no LAMIR e no LAPEM da UFPR; às análises da composição química do óleo das amostras e do seu teor de carbono orgânico total, que serão realizadas no LACAUT da UFPR; o tratamento dos dados geoquímicos obtidos com a posterior elaboração de diagramas, gráficos e tabelas; a correlação com a bibliografia; e as confecções da monografia e dos artigos. A participação em eventos e publicações previstas são o XVI SEGEPAR/UFPR – 2020 e o 50° Congresso Brasileiro de Geologia – 2020;

Agradecimentos Agradeço à Universidade Federal do Paraná, ao Programa de Pós-Graduação de Geologia da UFPR, ao LAMIR, onde serão realizadas a maior parte de todas as análises para a elaboração desta pesquisa, ao LAPEM, ao LACAUT e à Shell, pelo financiamento do Projeto Diagenesis – “Diagênese das sequências carbonáticas não marinhas do Pré-Sal e seu impacto na exploração e produção de reservatórios de hidrocarbonetos” no LAMIR, no qual este trabalho está incluso, e pela concessão da bolsa de estudos. Agradeço também a empresa Kerber & Cia Ltda por permitir o acesso para o estudo da Pedreira Kerber.

Referências Araújo L.M., Trigüis J.A., Cerqueira J.R., Freitas L.C.S. 2000. The Atypical Permian Petroleum System of the Paraná Basin, Brazil. In: Mello M.R. & Katz B.J. (eds.) Petroleum Systems of South Atlantic Margins. AAPG Memoir, 73:377-402. Araújo C.C., Yamamoto J.K., Rostirolla S.P., Madrucci V., Tankard A. 2005. Tar Sandstones in the Parana Basin of Brazil: Structural and Magmatic Controls of Hydrocarbon Charge. Marine and Petroleum Geology, 22:671-685. Araújo C.C., Yamamoto J.K., Rostirolla S.P. 2006. Arenitos Asfálticos na Bacia do Paraná: Estudo das Ocorrências no Alto Estrutural de Anhembi. Boletim de Geociências da Petrobras, 14(1):47-70. CPRM 2003. Carta Geológica Brasil ao Milionésimo – Folha de Curitiba (SG 22). Disponível em http://www.cprm.gov.br. Acessado em 27 de junho de 2017. Licht O.A.B., Arioli E.E. 2011a. Evidências de eventos explosivos - hidrovulcanismo - na Formação Serra Geral, Estado do Paraná, Brasil. V° Simpósio de Vulcanismo e Ambientes Associados. SBG. Goiás. Licht O.A.B., Arioli E.E. 2011b. Hidrovulcanismo, um modelo eruptivo para a Formação Serra Geral. V° Simpósio de Vulcanismo e Ambientes Associados. SBG. Goiás. Licht O.A.B., Arioli E.E. 2011c. O conduto hidrovulcânico da Serra do Paredão, Cruz Machado, Paraná. V° Simpósio de Vulcanismo e Ambientes Associados. SBG. Goiás. Licht O.A.B. 2012. Estudo de produtos hidrovulcânicos no sudoeste do Paraná. Serviço Geológico do Paraná - Mineropar, Curitiba, 314 p. Licht O.A.B. 2014. A evolução do conhecimento sobre a Província Ígnea do Paraná – dos primórdios até 1950. Revista do Instituto Geológico (São Paulo), 35(2): 71-106. Milani E.J., França A.B., Schneider R.L. 1994. Bacia do Paraná. Boletim de Geociências da Petrobras, Rio de Janeiro, v. 8, n. 1, p. 69-82. Milani E.J., Melo J.H.G., Souza P.A., Fernandes L.A., França A.B. 2007. Bacia do Paraná. Boletim de Geociências da Petrobras, Rio de Janeiro, 15(2): 265–287. PAULIPETRO – CONSORCIO CESP/ITP - COMPANHIA ENERGÉTICA DE SÃO PAULO/INSTITUTO DE PESQUISAS TECNOLÓGICAS DO ESTADO DE SÃO PAULO S/A. 1982. Geologia da Bacia do Paraná – Reavaliação da potencialidade e prospectividade em hidrocarbonetos. São Paulo. 198 p. Petersohn E., Vasconcellos E.M.G., Lopes K. 2007. Petrologia de sills encaixados nas formações Irati e Ponta Grossa (Bacia do Paraná) no Estado do Paraná. Geochimica Brasiliensis, 21(1)058 – 070. Reis G.S. 2013. A Formação Serra Geral (Cretáceo, Bacia do Paraná) – como análogo para os reservatório ígneo- básicos da margem continental brasileira. Dissertação de Mestrado. Universidade Federal do Rio Grande do Sul, 81p. Silveira D.F., Licht O.A.B., Vasconcellos E.M.G., Arioli E.E., Chinelatto A.L. 2011. Caracterização petrográfica de hidrotufo vitroclástico da região de Pato Branco, Paraná. V° Simpósio de Vulcanismo e Ambientes Associados. SBG. Goiás. Thiede D.S., Vasconcellos P.M. 2010. Paraná flood basalts: rapid extrusion hypothesis confirmed by new 40Ar/39Ar results. Geology 38 (8), 747–750. Thomaz-Filho A. 1982. Ocorrência de Arenito Betuminoso em Anhembi (SP) – Cubagem e Condicionamento Geológico. In: Congresso Brasileiro de Geologia. 32, Salvador, Anais, 5:2344-2348. Thomaz-Filho A., Mizusaki A.M.P., Antonioli L. 2008. Magmatismo nas bacias sedimentares brasileiras e sua influência na geologia do petróleo. Revista Brasileira de Geociências 38(2 - suplemento): 128-137. Titon B.G. 2019. Controles geoquímicos e mineralógicos na formação de minerais secundários na Província Ígnea do Paraná, noroeste do estado do Paraná. Dissertação de Mestrado, Universidade Federal do Paraná. (Aprovado, ainda não publicado. Valore L.A. 2017. Caracterização petrográfica de camadas interderrames e depósitos vulcanoclásticos máficos da Província Magmática do Paraná, norte do Paraná. Trabalho de conclusão de curso (TCC), Universidade Federal do Paraná, 113 p. White J.D.L., Houghton B.F. 2006. Primary volcaniclastic rocks. Geology, 34: 677–680.

Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado. Data do Exame de Qualificação: (06/2020) Título original do Projeto de Pesquisa: Ocorrência de hidrocarbonetos em depósitos vulcanoclásticos máficos (MVD’s) da Província Ígnea do Paraná, em Porto União (SC) Data de ingresso na Pós-Graduação: 04/2019; Área de Concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: Análise de depósitos minerais; Possui bolsa: sim; Shell. 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 de depósitos de transporte em massa do Grupo Itararé (Paleozoico superior da Bacia do Paraná) em Presidente Getúlio (SC)

Bruno Gomes de Souza [email protected] Orientadora: Carolina Danielski Aquino (Departamento de Geologia/UFPR) Coorientador: Fernando Farias Vesely (Departamento de Geologia/UFPR)

Palavras-chave: Era Glacial Neopaleozoica; Fluxos Gravitacionais; Glaciotectônica.

Introdução O Grupo Itararé representa a porção glácio-influenciada do Permocarbonífero da Bacia do Paraná, possuindo um preenchimento complexo, com diversidade de sistemas deposicionais e arquiteturas estratigráficas. O presente trabalho visa compreender a gênese de um sítio geológico com arquitetura deposicional complexa, aflorante no município de Presidente Getúlio (fig. 1), margem leste da Bacia, no leste do estado de Santa Catarina. Tal complexidade está embutida nas fácies, sendo representada por um registro estratigráfico com 40m de espessura composto de conglomerados com níveis de organização distinta e depósitos de transporte em massa (DTM) com deformação penecontemporânea heterogênea. Esses depósitos foram descritos por Schemiko (2018) que atribuiu os conglomerados a fluxos concentrados canalizados ocorridos no talude. Os DTM também são atribuídos à sedimentação no talude, porém a processos de ressedimentação como slumps e slides. Apesar dos diferentes depósitos ocorrerem por processos distintos, novos afloramentos possibilitam uma reavaliação destes dados devido a terem sido encontrados locais onde eles ocorrem interdigitados. Esses novos dados motivam a elaboração de novas etapas de mapeamento geológico na área de estudo, para que possam ser desenvolvidas novas interpretações sobre a relação espacial e genética entre esses depósitos. Para uma análise comparativa, os dados obtidos serão confrontados aos de outro sítio com uma faciologia semelhante, porém estratigraficamente abaixo da área de estudo, localizado em Doutor Pedrinho (SC) descrito por Aquino et al. (2016), que interpretou os depósitos como tendo uma forte influência glacial tanto na sedimentação dos conglomerados, quanto na deformação das fácies caóticas. Essa interpretação difere da atribuída por Schemiko (2018) para Presidente Getúlio, que atribui à deposição tanto dos conglomerados, quanto dos DTM, a processos ocorridos no talude, sendo assim bastante distais ao gelo. Sobretudo o trabalho tem uma visão integrativa, comparando faciologias, relações de contato, espacialização dos depósitos e dados estruturais, para distinguir processos gravitacionais e glaciais (ou glácio-influenciados) e como esses processos se materializam na arquitetura deposicional e em suas estruturas de deformação do sítio analisado. Figura 1. Localização e geologia da área de estudo contendo as paleocorrentes e o padrão de empilhamento com as respectivas fácies analisadas. Fonte: Extraído de Schemiko (2018). Estado da arte: Nesse tópico será realizada uma revisão das principais temáticas abordadas no estudo que são Depósitos de Transporte em Massa e Glaciotectônica.

-Depósitos de transporte em Massa (DTM): Depósitos de transporte em massa (DTM) são produtos sedimentares oriundos de processos gravitacionais ocorridos em taludes tanto subaéreos quanto subaquosos (Dott, 1963; Nardin et al., 1979; Posamentier & Martinsen, 2011). Tais depósitos possuem uma grande importância principalmente na exploração de hidrocarbonetos por duas razões principais: por ocorrerem em taludes, os processos de gênese desses depósitos são grandes transportadores de sedimentos para as bacias profundas, dando gênese assim a turbiditos a partir da evolução do fluxo talude abaixo (Moscardelli et al., 2006; Posamentier & Martinsen, 2011). Outro fator importante é o controle que esses depósitos condicionam na topografia submarina. Dependendo da disposição dos DTM no substrato oceânico eles podem agir como controle morfológico de canais submarinos, orientando assim a deposição de lobos turbidíticos de acordo com a sua topografia antecedente (Moscardelli et al., 2006; Posamentier & Martinsen, 2011). Os DTM levam esse nome devido a uma característica comum de seus processos deposicionais, todos eles ocorrem “em massa”, ou seja, todo o sedimento é transportado de maneira coesa (Dott, 1963; Nardin et al., 1979; Posamentier & Martinsen, 2011). Uma característica comum desse tipo de depósitos é a deformação embutida nos mesmos, mas que irá variar com o tipo e a intensidade do processo atuante. O primeiro é o “arraste” (ou creep). Ele é oriundo do deslizamento friccional entre os grãos, mas não é responsável pela deposição de grandes volumes de sedimento devido a sua superfície de contato ser pequena (Posamentier & Martinsen, 2011). Existem dois processos que são os mais atuantes na gênese dos DTM: os slides e os slumps. Os slides são oriundos de uma superfície de descolamento basal de caráter extensional, onde a partir dela toda uma massa de sedimento coesiva é deslocada. Esse processo tem como característica gerar uma baixa deformação interna dos depósitos e duas superfícies: uma no começo do depósito, que é a superfície de descolamento basal (extensional); e uma segunda, de caráter compressivo gerada na porção distal do depósito (Nardin et al., 1979; Posamentier & Martinsen, 2011). Esses fluxos podem se transformar em slumps, caso eles possuam energia para seguir talude abaixo. Slumps podem ser originados a partir de uma superfície de descolamento basal (similar aos slides) ou evoluir a partir de slides. Esses depósitos possuem como caraterística principal uma deformação interna considerável, que pode ser observada na forma de falhas, dobras, estruturas de fluidização, etc. (Martinsen, 1989). Essa deformação interna pode ser do tipo plástica, como pode também evoluir para uma forma fluída em locais isolados internamente ao fluxo gravitacional (Dott, 1963; Martinsen, 1989). Dentro dos conceitos de slumps e slides a literatura entra em um consenso acerca do caráter deformacional das estruturas. As estruturas como fluidizações e dobras tendem a ocorrer em momentos iniciais do fluxo, enquanto as falhas ocorrem em momentos de aquietação do fluxo, onde o mesmo já perdeu muita água, fazendo assim com que estruturas rúpteis ocorram (Nardin et al., 1979; Martinsen, 1989; Posamentier & Martinsen, 2011). Como dito anteriormente, estes fluxos podem evoluir aumentando seu caráter fluidizado e de liquefação até se tornarem correntes de turbidez. Porém, tal transformação irá depender de diversos aspectos como litologia, heterogeneidade, quantidade de água, etc (Posamentier & Martinsen, 2011).

-Glaciotectônica: Glaciotectônica refere-se à deformação do horizonte superior da litosfera por uma tensão (força/área ou simplesmente stress) causada pelo gelo (Van der Wateren, 2002). Portanto, o glaciotectonismo refere- se ao processo que leva a tal deformação (Van der Wateren, 2002). Esse tipo de deformação é amplamente reconhecido tanto em ambientes atuais, quanto no registro geológico, sendo responsável por diversos tipos de estruturas de deformação geradas em resposta aos estilos de deformação (Van der Wateren, 2002; McCaroll & Rijsdijk, 2003 Philips, 2018). Dentro da bibliografia diversos estilos deformacionais são descritos como resultantes dos mecanismos de deformação pela ação das geleiras, porém apenas dois estilos aparentam ser de ampla identificação dentro do registro, são eles: cisalhante (cisalhamento simples ou puro) e compressivo (Van der Wateren, 2002; McCaroll & Rijsdijk, 2003). Tais estilos de deformação possuem características bastante distintas e ocorrem em diferentes locais ao longo de sistemas deposicionais glaciais (Van der Wateren, 2002). As deformações cisalhantes são geradas principalmente em ambientes subglaciais nas chamadas subglacial shear zones (SSZ). As SSZ são similares às clássicas zonas de cisalhamento, porém por serem ambientes de alta pressão e baixa temperatura, elas não apresentam recristalização de sedimentos. No entanto, os produtos são bastante similares tanto microscopicamente quanto macroscopicamente. São comuns a ocorrência de milonitos e cataclasitos como produtos das SSZ (Van der Wateren, 2002). Vale lembrar que zonas de cisalhamento atuando em sedimentos inconsolidados podem ocorrer também em ambientes glácio marginais. Essa deformação ocorre pelo avanço da geleira sobre sedimentos dos mais diversos tipos depositados na porção frontal da mesma (Van der Wateren, 2002; McCaroll & Rijsdijk, 2003; Philips, 2018). Estes processos de avanço da geleira sobre sedimentos previamente depositados podem gerar compressão, assim como o cisalhamento. Essa compressão é responsável por um registro clássico dentro de ambientes glaciais: as morenas de empurrão. Estas feições possuem dimensões quilométricas e são caracterizadas por possuírem diversas falhas de cavalgamento (thrusts) e dobras induzidas por falha. As morenas de empurrão são o principal registro gerado por deformação compressiva em ambientes glaciais sendo amplamente identificadas principalmente em ambientes modernos e recentes. Contudo, esses depósitos possuem um registro faciológico e estrutural bastante complexo. Isso se dá principalmente por se depositarem na porção frontal da geleira, estando assim sujeitas a diversos eventos de avanço e retração do gelo que resultam em sobreposição das estruturas de deformação, dificultando assim a descrição dos regimes deformacionais, e a ordem dos eventos (Van der Wateren, 2002; McCaroll & Rijsdijk, 2003; Philips, 2018).

Materiais e Métodos Para a elaboração do trabalho serão realizadas etapas de campo com a finalidade de mapear e descrever a ocorrência das fácies, adquirir dados estruturais e de paleocorrente, coletar amostras para a confecção de lâminas delgadas, e aquisição de dados aéreos com veículo aéreo não tripulado (VANT) para geração de modelos digitais de afloramentos. Serão utilizadas diferentes abordagens metodológicas com o fim de compreender os processos deposicionais, de deformação e de espacialização dos depósitos. O método para descrição, análise e interpretação das fácies será a análise faciológica de Walker (1992). Também serão gerados a partir dos dados de paleocorrentes e estruturais, diagramas de roseta e estereogramas para fins de compreender o paleofluxo e os trends estruturais. Para a identificação de estruturas de deformação será realizada a análise em lâmina delgada de amostras chave (caso seja necessário). Por fim, serão elaboradas seções de correlação, além de modelos digitais de afloramentos a partir de aquisições aéreas com VANT com base no método structure-from-motion. A partir desses dois produtos, será possível a espacialização dos depósitos, compreendendo assim sua distribuição e suas relações de contato. Os modelos digitais de afloramento serão gerados em parceria com o Laboratório de Análise de Sinais Geofísicos (LASG) da Universidade Federal do Pampa (UNIPAMPA), as demais análises serão realizadas nos laboratórios da UFPR.

Resultados Esperados Como resultados, espera-se obter um detalhamento da faciologia no intervalo analisado em conjunto com uma compreensão da espacialização dos depósitos a partir das seções de correlação e os modelos digitais de afloramento. Os modelos serão de grande utilidade principalmente para acessar locais de difícil acesso e uma melhor compreensão dos mesmos no espaço 3D. Como resultado final, espera-se obter um modelo deposicional para o sítio estudado, onde a partir dele será realizada a comparação entre o local de estudo e o sítio de Doutor Pedrinho (SC). A partir dessa análise comparativa poderemos compreender melhor as similaridades e distinções na arquitetura deposicional desses dois sistemas com faciologia complexa, definindo assim se os depósitos de Presidente Getúlio são atribuídos a processos gravitacionais, glaciais ou uma combinação de ambos.

Atividades Futuras Como atividades futuras, serão realizadas diversas etapas de campo com a primeira marcada para agosto de 2019 para fins de reconhecimento da área de estudo. Sequencialmente serão realizadas outras etapas para o mapeamento geológico (descrição faciológica, paleocorrentes e dados estruturais) e aquisição de dados aéreos para elaboração dos modelos digitais de afloramentos. A confecção de lâminas petrográficas irá ocorrer apenas se houver necessidade de detalhamento das estruturas em micro-escala. Está prevista a participação no ano de 2020 no 50º Congresso Brasileiro de Geologia para apresentação de dados preliminares do mestrado. Como produto final do projeto de mestrado espera-se obter a publicação de um artigo em revista especializada na área de sedimentologia/estratigrafia.

Agradecimentos Agradecimentos a Petrobras que por meio do Projeto Caruaçu (Processo: 2016/00284-7) concede a bolsa de estudos e custeia os trabalhos de campo dando subsídio a elaboração desse trabalho. Agradeço também ao Laboratório de Análise de Bacias (LABAP) e ao Programa de Pós-Graduação em Geologia (UFPR) pela estrutura cedida.

Referências Aquino C.D., Buso V.V., Faccini U.F., Milana J.P., Paim P.S.G. 2016. Facies and depositional architecture accor- ding to a jet efflux model of a late Paleozoic tidewater grounding-line system from the Itararé Group (Paraná Ba - sin), southern Brazil. Journal of South American Earth Sciences, 67:180-200.

Dott, R.G., 1963. Dynamics of subaqueous gravity depositional process. Bulletin of the American Association of Petroleum Geologists. 47: 104-128.

Martinsen, O.J., 1989. Styles of soft-sediment deformation on a Namurian (Carboniferous) delta slope, Western Irish Namurian Basin, Ireland. In: Whateley, M.K.G., Pickering, K.T., Deltas: Sites and Traps for Fossil Fuels. Geo- logical Society Special Publication. 41:167-177.

McCarroll, D., Rijsdijk, K.F. 2003. Deformation Styles as a key for interpreting glacial depositional environments. Journal of Quaternary Science. 18(6): 473-489.

Moscardelli, L., Wood, L., Mann, P. 2006. Mass-transport complexes and associated process in the offshore area of Trinidad and Venezuela. AAPG Bulletin. 90(7): 1059-1088.

Nardin, T.R., Hein, F.J., Gorsline, D.S., Edwards, B.D. 1979. A review of mass movements process, sediment and acoustic characteristics, and contrasts in slope and base-of-slope systems versus canyon-fan-basin floor systems. In: Geology of Continental Slopes. SEPM Special Publication. 27:61-73.

Phillips, E.R. 2018. Glacitectonics In: Menzies, J., van der Meer, J. (Eds), Past Glacial Environments. Elsevier, Amsterdan, pp. 467-502.

Posamentier, H.W., Martinsen, O.J. 2011. The character and genesis of submarine mass-transport deposits: In- sights from outcrop and 3D seismic data. in: Mass-Transport Deposits in Deepwater Settings. SEPM Special Publi- cation. 96:7–38.

Schemiko D.C.B. 2018. Relação estratigráfica entre deltas, depósitos de transporte de massa e sistemas turbidíti- cos da Bacia do Paraná, Paleozoico Superior, sul do Brasil. Phd Thesis. Departamento de Geologia, Universidade Federal do Paraná. https://hdl.handle.net/1884/57251.

Van der Wateren, F.M. 2002. Process of glaciotectonism. In: Menzies, J, (Ed), Modern & Past Glacial Environ- ments. Butterworth Heinemann, Oxford, pp. 417-444.

Walker, R.G. 1992. Facies, facies models and modern stratigraphic concepts. In: Walker R.G., James, N.P. (Eds), Facies models: response to sea level change. Geological Association of Canada. pp. 1-14.

Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado - PIPG Título original do Projeto de Pesquisa: Arquitetura de depósitos de transporte em massa do Grupo Itararé (Paleozoico superior da Bacia do Paraná) em Presidente Getúlio (SC) Data de ingresso na Pós-Graduação: Abril/2019; Geologia Exploratória; Análise de Bacias; Possui bolsa: Petrobras (Processo: 2016/00284-7). 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

Internal chaotic seismic-facies within the translational domain of a deformed mass-transport complex (MTC).

Bruno Henrique de Moura Merss E-mail do autor: [email protected] Orientadora: Barbara Trzaskos (DEGEOL/UFPR)

Keywords: mass-transport complex; translational domain; chaotic seismic-facies

Introduction After the birth of modern deep sea exploration by the HMS Challenger coordinated by the Royal Society of London and Royal Navy, scientists began to have a better understanding of the world’s oceans (see Murray and Renard 1891). During the 1950’s Marie Tharp and Bruce Heezen began to map the seafloor resulting in a better understanding of the connection between continents and oceans (Barton 2002). Du- ring the same period the documentation and knowledge about deep-water processes started to grow and the pioneers papers appeared (e.g. Kuenen and Migliorini 1950; Kuenen and Carozzi 1953; Ewing et al. 1953; Menard 1955). Nowadays, even after almost seventy years after the initiation of the study of un- derwater gravity-driven mass transport, the nomenclature is still overlapping and confusing (Shanmugam 2016). This study uses the term “Mass-transport complex” (MTC) to include all kinds of gravity-induced or downslope deposits, with the exception of turbidites (Moscardelli et al. 2006; Nelson et al. 2011). The development of 3-D seismic data made us able to connect the evolution of the mass-transport flow, es- pecially when associating proximal processes (slides, slumps and rock fall), intermediate processes (de- bris flow) and distal processes (turbidity flow). We are also able to identify the presence of different struc- tural styles within the different domains: a distal domain characterized primarily by folds and thrust faults developed under a compressional regime; a headwall domain defined by the presence of normal faults and extensional ridges; and a translational domain characterized by the presence of remnant blocks, fol- ded and chaotic seismic reflections (Bull et al. 2009). The present research aims to understand how the internal structural geometry and styles vary across the translational domain when looking at a deformed MTC. The focus in this domain is explained by the lack of research detailing it since it is the most complex domain due to the presence remnant blocks and a non-linear transitional between extensive and a compressive regime, resulting in a chaotic agglomerati- on of seismic facies. This characterization serves as a reference resource when studying deformed are- as with outcrops lacking in quality and/or quantity for example the Itararé Group - Paraná Basin. The ob- ject of study is located in northern Santos Basin (Figure 1). The Maricá mass-transport complex (MMTC) has an area of 1015 km2, it is 35 km long and 30 km wide with and average thickness of 150 m, resulting in a volume of 150 km3 (Carlotto and Rodrigues 2009).

Geological context Moreira et al. (2007) divided Santos Basin into three chrono-lithostratigraphic super sequences. The rift super sequence is the result of the early evolution of the Santos Basin. Starting from basalts (Camboriú Fm), heterolithic sandstones and conglomerates as well as siltstones (Piçarras Fm). Lastly, there are carbonated rocks and shales (Itapema Fm). The post-rift supersequence features the variability between continental and shallow marine environments and it’s composed of two formations: Barra Velha (microbi- alites) and Ariri (evaporites). Lastly the drift supersequence, the most complex sequence, since it has halokinetic phases and tectonic events associated with the basin evolution (Caldas and Zalán 2009; Contreras et al 2010). It was during this context that the MMTC was probably triggered and deposited, more specifically during the Maastrichtian when a strong regressive pattern associated with a basement uplift that caused the formation of a Cenozoic Serra do Mar (Zalán and Oliveira 2005).

Dataset and methods The present study is based on the analysis of approximately 6300 km2 from the BS-500 survey (Figure 1). The survey is a Post-Stack Time Migrated (PSTM) processed by PGS in 2001 and it was provided by the National Agency of Petroleum, Natural Gas and Biofuels (ANP) during the first semester of 2019. The software used for the study is OpendTect PRO 6.4.0 by dGB Earth Sciences. The analysis is divi- ded into three parts: 1. Investigation of the internal aspects of the MMTC: this step focused on the analysis of the com- plex internal seismic features using the seismic data as it is. In this stage we are able to visualize the in- tensity of deformation within the complex. 2. Investigation and mapping of the external aspects of the MMTC: this step uses seismic attribu- tes to improve the visualization of the upper and lower surfaces of the complex. The attributes applied for the investigation are: dip-steered similarity and shaded relief. 3. Connection between internal and external characteristics: this step aims to link the presence of different structural styles with external and internal seismic features. This procedure is going to test the seismic resolution trying to reveal where different styles are present and if the link between internal and external features is accurate.

Figure 1. Location of the area of study and the Maricá mass-transport complex (in red) as well as the location of the BS-500 3D PSTM survey. CFH - Cabo Frio High; RJ - Rio de Janeiro; SP - São Paulo Preliminary results The translational domain is delimited on top by a strong positive contrast (Figure 2A), a response to the transition of turbidites to the Maricá. The lower surface is defined when the chaosity of the complex stops and it is possible to identify the parallelism of the facies below it (Figure 2A). However, when relict blocks are present, the separation between the MMTC and the horizons below it becomes unclear but it is possible to identify a weak positive contrast (Figure 2A). The domain starts when the linear positive contrast from the headwall domain divides into two surfaces (Figure 2A, B). The translational domain is characterized by the presence of relict blocks and chaotic seismic facies. The chaotic seismic facies can be subdivided into three classes: the first one characterized by an amorphous pattern where is possible to identify packages of coherent reflections within a chaotic matrix (Figure 2B); a second one characterized by hybrid characteristics, in which it is possible to identify imbrication, thrusts and folded packages (Figure 2B,C ,D). This hybrid class can be subdivided into two, one where the reflections are short and another one where the reflections are long (Figure 2B, C).Lastly, a layered pattern (rafted and relict blocks) where is possible to identify the lack of deformation in the central part of the block and a common wavy pattern when looking at the borders of the block (Figure 2B, 3A, B). The diameter of these relict blocks varies from 100 m up to 5 km (Figure 2B, 3B, C) where it is possible to identify the continuity of the horizons as well as normal and reverse faults, and occasional folding. When following the flow, it is possible to identify normal faults and a layered pattern. However, when moving downwards it is possible to identify that the layered pattern becomes less linear and becomes wavy, and the faults style change from normal to reverse/thrust (Figure 3B, C). Figure 2: Seismic facies examples. A) In-line showing the indication of the upper and basal surfaces of the MMTC. B) Interpretation of the in-line showing the short and the long-length patterns as well as a relict block. C) Detailed part from the Figure 2B showing the short length pattern and well as the hybrid class, identified by the imbrication and folding of the reflections. D) Detailed part from the Figure 2B showing the long length pattern and well as the hybrid class, identified by the imbrication and folding of the reflections. Discussion and conclusions When analyzing the data, it is noticeable the difference between chaotic facies within the complex. The area near the headwall domain is characterized by hybrid short-length reflections and the more distal area is characterized by the same hybrid facies but long-length reflections. Assuming that the material is the same, this difference could be explained by the contrast in gravitational acceleration during the flow, since the primary control would be the slope angle (Peel 2014). Following this idea is possible to explain that the hybrid short-length facies is a product of a higher velocity transport when compared to the long- length due to the level of disaggregation. This non-standard deformation progression could be a direct response of the underlying salt domes which decreased the slope angle, resulting in lower gravitational accelerating thus lower velocity and disaggregation. The relict block analyzed (Figure 3) shows the “traditional” deformation progression. Where in the early stages the major stress (sigma-1) is parallel to the gravitational force, generating normal faults. With the evolution of the transport is possible to identify the horizontalization of the major stress, generating inverse faults (Figure 3C). This variability of structural styles within kilometers, when looking at the “big picture” (Figure 1), corroborates with the complexity of mass-transport events, and it bring attention when studying outcropped MTCs located in areas with multiple events of deformation.

Figure 3: Details of the relict blocks. A) In-line showing the general aspect of the MMTC. B) Interpretation of the in-line showing the presence of the salt ramp as well as a major relict block and the younger Eocene mass-transport complexes C) Detailed part of the relict block showing the interior characteristics. The layered pattern varies from linear to wavy as well as folded at the more distal part, showing the evolution of the deformation in the relict block.

Future activities Within this year we will map and grid the upper and lower surfaces of the MMTC as well as test the efficiency of the seismic resolution when trying to connect internal and external features. Event wise the author will present a poster at the AAPG International Conference and Exhibition in Buenos Aires.

Acknowledgements The authors would like to thank ANP for providing the 3D seismic data and dGB Earth Sciences for providing an OpendTect academic license. Also the project “Avaliação dos Controles Sedimentológicos, Estratigráficos e Tectônicos na Distribuição e Qualidade de Reservatórios Siliciclásticos” for providing a stipend.

References Barton C. 2002. Marie Tharp, oceanographic cartographer, and her contributions to the revolution in the Earth sciences. Geological Society of London, 192(1):215-228. Bull S., Cartwright J., Huuse M. 2009. A review of kinematic indicators from mass-transport complexes using 3D seismic data. Marine and Petroleum Geology, 26:1132-1151. Caldas M.F., Zalán P.V. 2009. Reconstituição cinemática e tectono-sedimentação associada a domos salinos nas águas profundas da Bacia de Santos, Brasil. Boletim de Geociências da Petrobras, 17(2):227-248 Carlotto M.A., Rodrigues L.F. 2009. O Escorregamento Maricá - anatomia de um depósito de fluxo gravitacional de massa do Maastrichtiano, Bacia de Santos. Boletim de Geociências da Petrobras, 18(1):51-67. Contreras J., Zuhlke R., Bowman S., Bechstadt T. 2010. Seismic stratigraphy and subsidence analysis if the southern Brazilian margin (Campos, Santos and Pelotas basins). Marine and Petroleum Geology, 27:1952-1980. Ewing M., Heezen B.C., Ericson D.B., Northrop J., Dorman J. 1953. Exploration of the northwest atlantic mid-ocean canyon. GSA Bulletin, 64(7):865-868 Kuenen Ph. H., Carozzi A. 1953. Turbidity Currents and Sliding in Geosynclinal Basins of the Alps. The Journal of Geology, 61:91-127 Kuenen Ph. H., Migliorini C.i. 1950. Turbidity Currents as a Cause of Graded Bedding. The Journal of Geology, 58(2):91-127 Menard H.W. 1955. Deep-sea channels, topography, and sedimentation. AAPG Bulletin, 39(2):236-255. 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 Moscardelli L., Wood L., Mann P. 2006. Mass-transport complexes and associated processes in the offshore area of Trinidad and Venezuela. AAPG Bulletin, 90(7):1059-1088. Murray J., Renard A.F. 1891. Report on deep-sea deposits based on specimens collected during the voyage of H.M.S. Challenger in the years of 1872 - 1876. Government Printer London Challenger Reports. 522 p. Nelson C.H., Escutia C., Damuth J.E., Twichell D.C. 2011. Interplay of mass-transport and turbidite systems deposits in different active tectonics and passive continental margin settings: external and local controlling factors In: Shipp R.C., Weimer P., Posamentier H.W. (eds.). Mass-transport deposits in deepwater settings. SEPM - Special publication 96, Tulsa, Society of Sedimentary Geology, p. 39-66. Peel F.J. 2014. The engines of gravity-driven movement on passive margins: quantifying the relative contribution of spreading vs. gravity sliding mechanisms. Tectonophysics, 633:126-142 Shanmugam G. 2016. Slides, Slumps, Debris Flows, Turbidity Currents and Bottom Currents In: Reference Module in Earth Systems and Environmental Sciences, Elsevier, 87 p. Zalán P.V., Oliveira J.A.B. 2005. Origem e evolução estrutural do Sistema de Riftes Cenozóicos do Sudeste do Brasil. Boletim de Geociências da Petrobras, 13(2):269-300.

Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado - Qualificação. Data do Exame de Qualificação: (junho/2019) Título original do Projeto de Pesquisa: Caracterização estrutural tridimensional do Depósito de Transporte em Massa Maricá, Bacia de Santos. Data de ingresso na Pós-Graduação: abril/2018; Geologia Exploratória; Análise de Bacias Sedimentares; Possui bolsa: sim, Petrobras 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

Evidências da transição entre mecanismos de fluência por deslocação e por difusão na Zona de Cisalhamento Rio Maranhão – Província Estrutural Tocantins Camila Santos Silveira E-mail: [email protected] Orientadores: Leonardo E. Lagoeiro - Departamento de Geologia/ Universidade Federal do Paraná; Andrea Tommasi - Geosciences Montpellier Universitè de Montpellier Palavras-chave: deslizamento ao longo da borda do grão, metagabronoritos, milonitos máficos. Introdução Durante os processos geológicos a localização da deformação ocorre em zonas bem definidas (zonas de cisalhamento) e essas regiões são alvos de diversos estudos, sobretudo aqueles que avaliam a reologia da crosta (Fossen & Cavalcante, 2017). A intensidade da deformação e os mecanismos responsáveis pela sua acomodação podem ser estudados a partir da análise de orientação cristalográfica preferencial (OCP) (Satsukawa et al., 2013). As OCPs são formadas a partir da deformação intracristalina por meio de plasticidade em mecanismos de fluxos de deslocações e/ou por fluxo por difusão, principalmente (Cordier, 2002). Tendo em vista a necessidade de melhor compreender a atuação desses processos, o projeto propõe a análise de OCP em plagioclásios e piroxênios dos complexos máfico-ultramáficos Barro Alto e Niquelândia, objetivando compreender quais mecanismos foram responsáveis pela acomodação da deformação na formação da Zona de Cisalhamento Rio Maranhão e como a ativação desses mecanismos influenciou as propriedades físicas anisotrópicas. Esse resumo reúne parte dos resultados obtidos até o atual estágio da pesquisa, com enfoque na revisão bibliográfica sobre os mecanismos de deformação estudados, item essencial para o desenvolvimento da tese sendo, portanto, apenas uma parte de um projeto mais abrangente. Mecanismos de deformação do regime dúctil O campo de deformação dúctil ocorre a profundidades superiores a 15 km, quando a razão entre temperatura (T) e a temperatura de fusão do meio (Tf) é maior que 0,4 (Passchier & Trouw, 2005). Os principais mecanismos nesse regime são a fluência por deslocação, fluência por difusão, podendo ocorrer deslizamento ao longo da borda do grão (Evans & Kohlstedt, 1995). Simplificadamente, a deformação nesse regime pode ser entendida como o fluxo plástico controlado pelo tipo de defeito na rede do cristal: defeitos pontuais, defeitos planares ou processos nas bordas dos grãos(Evans & Kohlstedt, 1995; Cordier, 2002).O fluxo por deslocações é resultado da movimentação de defeitos ao longo de planos cristalográficos em direções específicas nos cristais (Vetor de Burger), e a esse conjunto (plano + direção) dá-se o nome de sistema de deslizamento (Gurtin, 2006). Esse processo é dependente tanto das direções cristalográficas quanto da orientação e intensidade do campo de tensão, sendo necessário um valor mínimo para sua ativação. O fluxo por difusão em estado sólido ocorre por movimentação de vacâncias (Evans & Kohlstedt, 1995) ao longo da borda dos grãos ou pelo volume do retículo (Coble, 1963). É um mecanismo termicamente e ativado dependente do tamanho do grão, esforço diferencial e energia de ativação, sendo a taxa de deformação obtida a partir da lei de fluxo (Coble, 1963; Raj & Ashby, 1971; Evans & Kohlstedt, 1995). O deslizamento ao longo das borda dos grãos (GBS) ocorre pelo acumulo de stress nas bordas dos cristais e deve ser necessariamente acompanhado por um processo auxiliar que ocorre por fluxo difusivo (DifGBS) ou mobilidade de deslocações (DisGBS) (Raj & Ashby, 1971; Burov, 2011; Miranda et al., 2016).Tendo visto que o tamanho do grão é um fator de grande influência no mecanismo ativo, fatores que contribuem para a diminuição do mesmo devem ser analisados cuidadosamente. A redução do tamanho do grão pode ocorrer através da recristalização dinâmica e muitas vezes pequenos grãos são formados nas bordas de grãos pré-existentes(Cordier, 2002). A Figura 1 abaixo resume os principais mecanismos de deformação e recristalização dos grupos de minerais estudados no projeto com enfoque na temperatura mínima para ativação. Figura 1- Compilação dos principais mecanismos de deformação em plagioclásios e piroxênios de acordo com a temperatura de ativação (Passchier & Trouw, 2005; Barreiro et al., 2007; Jung et al., 2010; Wang et al., 2012; Satsukawa et al., 2013; Miranda et al., 2016; Maruyama & Hiraga, 2017) Contexto geológico A Província Estrutural Tocantins (PET) é um sistema orogênico brasiliano que engloba as faixas de dobramento Brasília (FB), Araguaia (FA) e Paraguai (FA) (Fig. 2 a) e se encontra entre os crátons Amazônico, a oeste, São Francisco, a leste, e Paranapanema, a sudoeste, que foi desenvolvida durante o Ciclo Brasiliano (Ferreira Filho et al., 2010; Neves et al., 2014). Os complexos Niquelândia (CN) (Fig. 2 b) e Barro Alto (CBA) (Fig. 2 c) são compreendidos como terrenos acrescionários da FB, uma zona colisional que bordeja a porção oeste do cráton São Francisco (Ferreira Filho et al., 2010). A compartimentação tectônica da FB (Fig. 2 a) conta com unidades metassedimentares dos grupo Bambuí e Vazante como domínio cratônico além das zonas internas (unidades alóctones, Maciço de Goiás e Arco Magmático de Goiás) e externas (unidades metassedimentares mesoproterozóicas) que são separadas pela Zona de Cisalhamento Rio Maranhão (ZCRM) (D’el-Rey Silva et al., 2008; Fuck et al., 2017). A ZCRM é uma zona de cerca de 500 km de comprimento e com 1 km de largura de vergência ESSE e ao longo da qual as rochas foram cisalhadas e deformadas em um regime dúctil, com metamorfismo variando das fácies xisto verde, à oeste, a granulitos, à leste (D’el-Rey Silva et al., 2008).Os CN e CBA marcam a borda leste do Maciço de Goiás e são formados por duas séries (Fig. 2 b e c): a Zona Máfica Superior composta por gabros, anfibolitos, troctolitos, associadas às sequências vulcanossedimentares (Ferreira Filho et al., 2010, Fuck et al., 2017); e uma associação estruturalmente inferior, composta pela Zona Máfica Inferior é composta por gabronorito, peridotitos e piroxenitos e Zona Ultramáfica formada por peridotitos e piroxenitos, mais jovens que as camadas sotopostas (Fuck et al., 2017). A influência da ZCRM é mais percebida nas porções basais dos complexos, onde se forma a zona de tectonitos basais composta de milonitos máficos, derivados, principalmente, dos metagabronoritos (D’el-Rey Silva et al., 2008). Figura 2- Mapa simplificado dos domínios tectônicos da PET com destaque a Zona de Cisalhamento Rio Maranhão (ZCRM) (a) e mapa geológico simplificado dos complexos Niquelândia (CN) (b) e Barro Alto (CBA) (c). Modificado de D’el-Rey Silva et al. (2008) e Ferreira Filho et al. (2010). Material e Métodos Revisão Bibliográfica: atualização de artigos científicos acerca da geologia regional e estudo das técnicas a serem empregadas; Trabalho de Campo: duas etapas de campo que objetivam a coleta de amostras e de dados estruturais. Uma etapa foi realizada em fevereiro/2019 e a segunda etapa será em julho/2019; Preparação de amostras: consiste na confecção lâminas orientadas no plano XZ e no polimento. O projeto possui 14 amostras do CN, coletadas na primeira etapa de campo em estágio de confecção de lâminas, tanto na UFPR quanto na Universitè de Montepellier. Além disso, o estudo conta com 20 amostras do CBA, devidamente polidas; Microscopia Óptica: objetiva a descrição petrográfica das lâminas em microscópio ótico de luz transmitida, determinadas as fases e descrição microestrutural; QEMScan: análise da composição mineralógica; Microscopia Eletrônica de Varreduras e Difração de Elétrons Retroespalhados (MEV-EBSD): consiste na aquisição de dados de orientação cristalográfica gerados a partir da difração de elétrons retroespalhados em amostras orientadas; Processamento de dados: utilizando da ferramenta MTEX, do software MATLAB™, serão realizadas as análises texturais (figura de polo e J index), histogramas de misorientations, mapas de fases e parâmetros de grãos (e.g.: tamanho, razão axial), cálculo de tensores para perfis sísmicos derivados de OCP e modelagem viscoplástica auto-consistente. Resultados e discussões preliminares As amostras do CBA compreendem metagabronoritos e milonitos máficos, ambos compostos de plagioclásio + ortopiroxênio (En-Fs) + clinopiroxênio (diopsídio e augita) ± ilmenita ± clorita ± hornblenda com bandamento composicional marcado pela separação dos plagioclásios e piroxênios (Fig. 3 I a, b, c e Fig. 3 II a, b, c), ambos com metamorfismo na fácies granulito. Os metagabronoritos exibem extinção ondulante e maclas mecânicas (Fig. 3 I a e b) como principais indícios de deformação, já os milonitos máficos, além dessas, apresentam uma foliação bem marcada e intensa recristalização gerando microestruturas tipo manto-núcleo em porfiroclastos de plagioclásio e piroxênio (Fig. 3 II a e b). Uma amostra de cada unidade foi analisada via QEMScam e MEV-EBSD e os resultados estão representados na Figura 3, a seguir. Em termos texturais, os metagabronoritos exibem uma orientação do Tipo P no plagioclásio (anortita) (Satsukawa et al., 2013) e do Tipo BC em orto e clinopiroxênio (Jung et al., 2010) (Fig.3 I e), sugerido que a deformação é acomodada principalmente por fluência de deslocação. Nos milonitos máficos não é possível concluir se houve a ativação de algum sistema de deslizamento nos plagioclásios, entretanto há indícios da ativação do sistema Tipo AB em piroxênios (Fig. 3 II e). Para melhor compreender os processos deformacionais em plagioclásios, utilizou-se os histogramas de misorientations e a orientação preferencial de forma (Fig. 3 III). A distribuição apresentada e alta frequência de ângulos entre 40-60° restrito aos domínios de grão finos a muito finos (Fig. 3 III a) sugere que processos rotacionais adicionais associados a deformação, sendo um indício de fluência por difusão associada a rotação ao longo da borda do grão (Lapworth et al., 2002; Barreiro et al., 2007; Miranda et al., 2016). Dessa maneira, é possível inferir que embora haja similaridade em termos composicionais, a variação no tamanho do grão é o fator que determina o mecanismo predominante causando a variação entre os mecanismos de fluência por deslocação e por difusão ao se aproximar da ZCRM. Em relação ao CN, amostras foram coletadas em um perfil leste-oeste, de forma a cobrir todas as unidades do complexo. Em termos estruturais, a foliação é do tipo bandamento composicional, N10E a N20E, com caimento variando de 30 a 50 NW, paralelo a subparalelo ao contato entre as unidades. Zonas de falhas ocorrem na porção central a unidade Máfica Superior e é marcada pela intensa remobilização de minerais máficos. Foram amostrados troctolitos, metagabros, metagabros intercalado a piroxênitos da Zona Máfica Superior, metagabroborito com hornblenda no limite transicional entre as zonas, metagabronoritos da Zona Máfica Inferior, dunito em contato com piroxênitos da Zona Ultramáfica. Figura 3- Dados preliminares de metagabronoritos em I: microestruturas (a - b), análise química (c), mapa de fase gerado por análise via MEV-EBSD (d) e figuras de polo (e), para os milonitos máficos em II: com microestruturas (a - b), análise química (c), mapa de fase gerado por análise via MEV-EBSD (d) e figuras de polo (e); e os parâmetros dos grãos em III com : histogramas de misorientations de milonitos máficos (a) e metagabronoritos (b) e orientação preferencial de forma (c - d). Atividades Futuras Consiste na segunda etapa de campo para coleta de dados estruturais e amostras (julho/2019), análise por MEV-EBSD, tanto na UFPR quanto na Universitè de Montpellier, processamento de dados texturais, o cálculo dos perfis de propagação de onda derivados de OCP e a comparação dos mecanismos de deformação ativos considerando tamanho de grão e mineralogia usando o método de modelagem VPSC, a ser realizado na Universitè de Montpellier. Agradecimentos Esse projeto é financiado pelo Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPq 425412/2018-0 e 305232/2018) e FAPEMIG (CRA-APQ-02969-14) e foi realizado com o apoio da Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior– Brasil (CAPES) (código de financiamento 001). Referências Barreiro, J.G., Lonardelli, I., Wenk, H.R., Dresen, G., Rybacki, E., Ren, Y., Tomé, C.N., 2007. Preferred orientation of anorthite deformed experimentally in Newtonian creep. Earth and Planetary Science Letters 264, 188–207. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2007.09.018 Burov, E.B., 2011. Rheology and strength of the lithosphere. Marine and Petroleum Geology 28, 1402–1443. https://doi.org/10.1016/j.marpetgeo.2011.05.008 Coble, R.L., 1963. A Model for Boundary Diffusion Controlled Creep in Polycrystalline Materials. Journal of Applied Physics 34, 1679–1682. https://doi.org/10.1063/1.1702656 Cordier, P., 2002. Dislocations and Slip Systems of Mantle Minerals. Reviews in Mineralogy and Geochemistry 51, 137– 179. https://doi.org/10.2138/gsrmg.51.1.137 D’el-Rey Silva, L.J.H., de Vasconcelos, M.A.R., Silva, D.V.G., 2008. Timing and role of the Maranhão River Thrust in the evolution of the Neoproterozoic Brasília Belt and Tocantins Province, central Brazil. Gondwana Research 13, 352– 374. https://doi.org/10.1016/j.gr.2007.09.004 Evans, B., Kohlstedt, D.L., 1995. Rock physics and phase relations: a handbook of physical constants, 1st ed. American Geo, Washington, DC. Ferreira Filho, C.F., Pimentel, M.M., de Araujo, S.M., Laux, J.H., 2010. Layered intrusions and volcanic sequences in Central Brazil: Geological and geochronological constraints for Mesoproterozoic (1.25Ga) and Neoproterozoic (0.79Ga) igneous associations. Precambrian Research 183, 617–634. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2010.06.008 Fossen, H., Cavalcante, C.G., 2017. Shear zones-A review. Earth-Science Reviews 171, 434–455. https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2017.05.002 Fuck, R.A., Pimentel, M.M., Alvarenga, C.J.S., Dantas, E.L., 2017. The Northern Brasília Belt. In: Heilbron, M., Cordani, U.G., Alkmim, F.F. (Eds.), São Francisco Craton, Eastern Brazil. Springer, 205–220. https://doi.org/10.1007/978-3- 319-01715-0_11 Gurtin, M.E., 2006. The Burgers vector and the flow of screw and edge dislocations in finite-deformation single-crystal plasticity. Journal of the Mechanics and Physics of Solids 54, 1882–1898. https://doi.org/10.1016/j.jmps.2006.03.003 Jung, H., Park, M., Jung, S., Lee, J., 2010. Lattice preferred orientation, water content, and seismic anisotropy of orthopyroxene. Journal of Earth Science 21, 555–568. https://doi.org/10.1007/s12583-010-0118-9 Lapworth, T., Wheeler, J., Prior, D.J., 2002. The deformation of plagioclase investigated using electron backscatter diffraction crystallographic …. Journal of Structural Geology 24, 387–399. https://doi.org/10.1016/S0191- 8141(01)00057-8 Maruyama, G., Hiraga, T., 2017. Grain- to multiple-grain-scale deformation processes during diffusion creep of forsterite + diopside aggregate: 2. Grain boundary sliding-induced grain rotation and its role in crystallographic preferred orientation in rocks. Journal of Geophysical Research: Solid Earth 122, 5916–5934. https://doi.org/10.1002/2017JB014255 Miranda, E.A., Hirth, G., John, B.E., 2016. Microstructural evidence for the transition from dislocation creep to dislocation- accommodated grain boundary sliding in naturally deformed plagioclase. Journal of Structural Geology 92, 30–45. https://doi.org/10.1016/j.jsg.2016.09.002 Neves, B.B. de B., Fuck, R.A., Pimentel, M.M., Neves, B.B. de B., Fuck, R.A., Pimentel, M.M., 2014. The Brasiliano collage in South America: a review. Brazilian Journal of Geology 44, 493–518. https://doi.org/10.5327/Z2317- 4889201400030010 Passchier, C.W., Trouw, R.A.J., 2005. Microtectonics. Springer-Verlag, Berlin/Heidelberg. https://doi.org/10.1007/3-540- 29359-0 Raj, R., Ashby, M.F., 1971. On grain boundary sliding and diffusional creep. Metallurgical Transactions 2, 1113–1127. https://doi.org/10.1007/BF02664244 Satsukawa, T., Ildefonse, B., Mainprice, D., Morales, L.F.G., Michibayashi, K., Barou, F., 2013. A database of plagioclase crystal preferred orientations (CPO) and microstructures-implications for CPO origin, strength, symmetry and seismic anisotropy in gabbroic rocks. Solid Earth 4, 511–542. https://doi.org/10.5194/se-4-511-2013 Wang, Y.F., Zhang, J.F., Jin, Z.M., Green, H.W., 2012. Mafic granulite rheology: Implications for a weak continental lower crust. Earth and Planetary Science Letters 353–354, 99–107. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2012.08.004 Dados Acadêmicos Modalidade: Doutorado (acima de 12 meses). Data do Exame de Qualificação: (08/2020).Título original do Projeto de Pesquisa: Mecanismos de deformação e propriedades físicas anisotrópicas em granulitos; Data de ingresso na Pós-Graduação: 03/2018; Área de Concentração: Geologia exploratória; Linha de Pesquisa: Evolução crustal; 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

Indicadores micropaleontológicos da elevação pós-glacial do nível do mar em depósitos paleoestuarinos no litoral sul paranaense e norte catarinense

Carlos Eduardo Silva [email protected] Orientador: Dr. Rodolfo José Angulo (Departamento de Geologia/UFPR)

Palavras-chave: Transgressão holocênica; Evolução costeira; Foraminíferos. Introdução O conhecimento sobre a formação e evolução dos ambientes costeiros no Pleistoceno tardio e Início do Holoceno são escassos no Brasil e na literatura internacional, assim como, são raros estudos que apresentam curvas do nível relativo do mar (NRM) nesse período. A maioria das curvas do NRM holocênico do Brasil vem de datações de amostras coletadas em ambientes terrestres atualmente expostos, ou seja, são estudos focados em períodos durante e após o último máximo transgressivo (UMT) (Boski et al., 2015). Assim, além da lacuna sobre a evolução costeira, há também a necessidade do refinamento das curvas local e regional do NRM, que incluam períodos anteriores ao UMT, que ocorreu por volta de 5.600 anos cal antes do presente (AP) (Angulo et al., 2006). Na última transgressão marinha, os depósitos pleistocênicos que formam as planícies costeiras do litoral sul do Estado do Paraná e norte de Santa Catarina foram afogados. Por volta de 7.000 anos cal AP, quando o NRM ultrapassou o nível atual, os vales existentes, erodidos pelas drenagens fluviais durante o período de nível de base mais baixo (Souza et al., 2001), começaram a ser preenchidos, formando, sob condições favoráveis, sequências deposicionais preservadas. Assim, a partir de perfis verticais em depósitos paleoestuarinos, é possível realizar reconstruções paleoambientais, por meio da análise das sucessões deposicionais, caracterização das biofacies micropaleontológicas e um modelo de idade (Boski et al., 2011). Este trabalho tem como objetivo propor um modelo de preenchimento destes vales e da evolução paleogeográfica das planícies costeiras da área de estudo, assim como um refinamento da curva regional do NRM, incluindo períodos anteriores ao UMT. As regiões costeiras do Estado do Paraná (25º18’12”S - 25º58’35”S) e norte do Estado de Santa Catarina (25º58’35”S - 26º14’58”S) estendem-se desde o sopé da Serra do Mar até o oceano Atlântico (Fig. 1). Possuem extensas planícies costeiras e abrigam três sistemas estuarinos, a Baía de Guaratuba e o Complexo Estuarino da Baía de Paranaguá e Laranjeiras no litoral paranaense e a Baía da Babitonga no litoral norte de Santa Catarina (Angulo et al., 2009). No Paraná, a planície costeira tem em torno de 90 km de extensão, largura máxima de 55 km na região de Paranaguá e altitudes inferiores a 20 m (Angulo, 1992). A costa catarinense tem 538 km de extensão e possui na porção norte uma barreira progradante holocênica de 2,5 km de largura, depositada sobre os substratos pleistocênicos ou diretamente sobre o embasamento cristalino (Souza et al., 2001). Estado da arte Nas últimas décadas, modelos de preenchimento de vales incisos e estuários (e.g. Dalrymple et al., 1992; Zaitlin et al., 1994;) têm sido aplicados em diversos estudos no mundo (e.g. Woodroffe et al., 1989; Chaumillon et al., 2008). Na região nordeste do Brasil, Boski et al., (2015) estenderam a curva local do NRM até 8.200 anos cal AP, a partir de perfis verticais realizados em depósitos paleoestuarinos. Os autores realizaram uma reconstrução paleoambiental do preenchimento do Estuário do Rio Potengi, Rio Grande do Norte, com base em dados sedimentológicos, geoquímicos e paleontológicos sendo o único estudo dessa natureza realizado na costa brasileira. No Paraná, Lessa et al. (1998) apresentaram uma análise da distribuição superficial de sedimentos e fácies sedimentares da Baía de Paranaguá e Barbosa e Suguio (1999) analisaram a distribuição espacial das biofacies de foraminíferos e tecamebas nos sedimentos superficiais da Baía de Guaratuba. Esses estuários apresentam uma distribuição de fácies tripartida (Dalrymple et al. 1992) bem definida, típica de estuários dominados por ondas. Segundo algumas revisões sobre os paleoníveis marinhos do Holoceno (Angulo e Lessa, 1997; Angulo et al., 2006), na costa leste do Brasil o NRM ultrapassou o atual entre 7.700 - 6.900 anos cal AP, alcançando seu máximo de aproximadamente +3,5 metros em 5.600 anos cal A.P. e caindo progressivamente até os níveis atuais. Apesar do grande número de trabalhos sobre curvas do NRM holocênicas na costa leste brasileira (ver Angulo et al., 2006 e referências), pouco ainda se conhece, tanto no âmbito regional, quanto local, sobre como ocorreu a variação do NRM no início do Holoceno, mais precisamente antes do UMT. Material e Métodos Foram realizadas 11 sondagens, com auxílio de um trado manual Eijkelkamp do tipo meia cana de 1 ½ polegada, nas planícies costeiras do litoral sul do Paraná e norte de Santa Catarina (Figura 1), em áreas onde se acredita existirem depósitos sedimentares paleoestuarinos holocênicos. Foram coletadas 30 amostras para análises granulométricas e 78 para foraminíferos, nos estratos onde observou-se alterações na coloração, textura e composição dos sedimentos. Fragmentos vegetais e conchas de moluscos foram coletados para datação 14C. Durante a coleta das amostras foi realizada uma descrição das associações faciológicas, para posterior confecção dos perfis sedimentares.

Figura 1 - Mapa geológico simplificado do Quaternário da planície costeira sul paranaense e norte catarinense, (modificado de Angulo et al. 2009). Nos quadros em destaque estão a localização dos pontos de sondagem.

Amostras para análises de foraminíferos foram lavadas em peneiras (63μm) e colocadas para secar em estufa a 60ºC. De cada amostra, alíquotas de 10cm3 de sedimento seco foram analisadas sob lupa binocular. A identificação a nível de gênero e espécie está sendo feita com base em Loeblich e Tappan (1988) e consulta à bibliografia especializada. Para a caracterização das assembleias de foraminíferos, devido ao baixo número de indivíduos na maioria das amostras, o total de 100 espécimes está sendo considerado um número aceitável, de acordo com Fatela e Taborda (2002). As análises granulométricas seguem os métodos de Folk (1965) para peneiramento e Carver (1971) para pipetagem. Os cálculos dos parâmetros granulométricos foram realizados no software Sysgran 3.0 (Camargo, 2006). As idades 14C são determinadas pelo método AMS (Accelerator Mass Spectrometry), e os resultados calibrados no programa Calib 7.10 (Stuiver e Reimer, 1993). Para as amostras de sedimentos e de origem vegetal é utilizada a curva de calibração SHCal13 (Hogg et al., 2013) e para as amostras de conchas marinhas, a curva Marine13 (Reimer et al., 2013). Assim, as idades são expressas em anos calibrados antes do presente (anos cal AP). Resultados Com base nas descrições macroscópicas realizadas em campo, observações das características das fácies sedimentares e texturas granulométricas, assim como a ocorrência de fragmentos vegetais ou conchas, foram confeccionados perfis de cinco testemunhos (Fig. 2), descritos a seguir. No testemunho IV1, da base até os -590 cm predominou uma argila plástica cinza com laminações de areia fina e sem conchas. Aos -645 cm, um fragmento vegetal forneceu idade 14C entre 8415-8200 anos cal AP. A abundância de foraminíferos é baixa, com predomínio da família Elphidiidae (43,8% - 73,7% da abundância relativa), seguidos de Ammonia tepida e A. parkinsoniana. Pseudononion atlanticum também teve importante contribuição, atingindo até 15% da abundância relativa. A partir dos -590 cm o sedimento muda para areia fina com maior ocorrência de conchas em direção ao topo. Predominam espécies da família Elphidiidae (Cribroelphidium gunteri, C. poeyanum, C. excavatum e C. galvestonense), com abundâncias relativas entre 55% e 80,7% até os -580 cm e mais de 90% acima dos -435 cm. Uma concha de Bulla striata forneceu idade 14C entre 2911-2678 anos cal AP aos -435 cm. Até o topo predominaram areias finas a muito finas com maior abundância de conchas. Da base até -480 cm do testemunho IV3 existem sedimentos argilo-siltosos cinza claro com várias laminações de areia fina amarelada sem foraminíferos, fragmentos de conchas ou vegetais. A datação 14C da matéria orgânica (MO) do sedimento aos -650 cm forneceu idade entre 19766-18627 anos cal AP. A partir dos -540 cm predomina uma argila plástica de cor cinza clara com laminações de areia fina, poucos fragmentos de conchas e muitos restos vegetais. Aos -437 cm uma amostra vegetal forneceu idade 14C entre 8374-8059 anos cal AP. Há muitos fragmentos de conchas acima dos -240 cm e a fauna de foraminíferos é abundante, com predomínio da família Elphidiidae (mais de 50%), A. tepida (21% - 29,4%) e A. parkinsoniana (20,3% - 40%). Buliminídeos e bolivinídeos, representados pelas espécies infaunais Bolivina doniezi, B. subaenariensis, B. pulchella, B. subaenariensis, Bulimina elongata e Buliminella elegantissima também são importantes constituintes da assembleia, chegando a 26% da abundância relativa. Uma concha de Anomalocardia brasiliana forneceu idade 14C entre 1804- 1534 anos cal AP aos -200 cm. Aumenta a abundância de foraminíferos na parte superior, com A. tepida, C. gunteri, C. poeyanum e A. parkinsoniana dominando a composição faunística.

Figura 2 - Perfis dos testemunhos obtidos em 5 sondagens realizadas na Baía de Guaratuba (Paraná), Itapoá e Joinville (Santa Catarina) com as idades 14C e as respectivas interpretações ambientais. IV1 e IV3 - Ilha do Veiga (Baía de Guaratuba); C01 - Cabaraquara (Baía de Guaratuba); J03 - Joinville; VV4 - Volta Velha (Itapoá). Na base do testemunho C01 não foram encontrados foraminíferos nem conchas. Entre -420 cm e -180 cm, os sedimentos são silte arenosos cinza com muitas conchas trituradas e visivelmente dissolvidas (incluindo A. brasiliana). Acima dos -360 cm a fauna de foraminíferos é composta por A. tepida (20% - 40%), A. parkinsoniana (18% - 25%) e espécies da família Elphidiidae (34% - 50%). Acima dos -180 cm foram encontrados alguns foraminíferos aglutinantes, como Arenoparrella mexicana (7%), Trochammina inflata e T. salsa. O sedimento é silte argiloso cinza escuro com laminações de areia fina, muitos detritos vegetais e fragmentos de conchas. O testemunho J03, recuperado na sondagem às margens da estrada João de Souza Mello e Alvim, Joinville, tem 900 cm de comprimento. Da sua base até 100 cm predominam sedimentos lodosos de cor ocre esverdeada muito líquida, característica de planícies lodosas, com laminações de areia fina e muitos fragmentos vegetais. Acima de 100 cm aparecem muitos fragmentos de moluscos e detritos vegetais, possivelmente de mangue, com areia média a fina e conchas de A. brasiliana entre 170 e 280 cm. Quatro amostras desse testemunho não apresentaram foraminíferos. O testemunho VV4, recuperado na barreira progradante de Itapoá, tem 850 cm de comprimento. Da sua base, até -90 cm predominaram areia cinza fina a média. Até os -390 cm existem muitos fragmentos de moluscos, com conchas inteiras de bivalves tipicamente marinhos, como Dosinia concentrica, Lunarca ovalis e Nucula sp. e a tanatocenose de foraminíferos é composta predominantemente por miliolideos. Aos -520 cm, conchas de moluscos forneceram idade 14C entre 6135-5927 anos cal AP. Acima de -390 cm não foram encontrados foraminíferos e aos -320 e -35 cm, amostras de fragmentos vegetais forneceram idades 14C entre de 3356-3085 e 2855-2753 anos cal AP, respectivamente. Entre -90 e 140 cm ocorrem camadas intercaladas de sedimentos silte argilosos escuros e areia média clara, com abundante concentração de fragmentos vegetais. Discussões e Conclusões Na base do testemunho IV1, a presença de foraminíferos marinhos comuns na plataforma interna, tais como Pseudononion atlanticum, sugere um ambiente com influência marinha, como um paleocanal, com comunicação com a plataforma interna. Tais características e o resultado da datação podem indicar que por esse paleocanal entravam águas marinhas trazendo espécies de foraminíferos da plataforma interna num período em que o NRM estava próximo, porém ainda abaixo do atual (Angulo et al., 2006). Em seguida, a abundância de conchas de A. brasiliana e a idade 14C de 2911-2678 anos cal AP, apontam para a formação de um ambiente raso, como um banco arenoso ou baixio, quando o NRM estava baixando após o UMT, porém, ainda 2 metros acima do nível atual (Angulo et al., 2006). Na base do testemunho IV3, a ocorrência de sedimentos com características fluviais e a ausência de foraminíferos ou conchas, sugerem um ambiente continental/fluvial, sem influência marinha. A idade 14C (19766-18627 anos cal AP) indica um ambiente emerso, num período próximo ao início da UTM. Posteriormente, a transgressão marinha sobre o continente favoreceu a formação de marismas e mangues, num período muito próximo ao nível do mar atual, como sugerem a abundância de restos vegetais, a composição das assembleias de foraminíferos e a idade 14C de 8374-8059 anos cal AP (muito próxima à idade 14C aos -645 cm do testemunho IV1). Na sequência, um ambiente de planície de maré se estabeleceu, com a formação de bancos de areia rasos não vegetados, como evidenciado pela grande quantidade de conchas de A. brasiliana na parte superior do testemunho. Com o recuo do mar, esse ambiente ficou emerso e áreas de mangue e pântanos atuais da ilha se formaram. As características da base do testemunho C01 indicam ambiente continental, talvez fluvial, sem influência marinha e a posterior transição para um ambiente de mangue, com a elevação do nível do mar. Em seguida, formou-se um ambiente de planície de maré com sedimentos lamo-arenosos e abundante em foraminíferos tolerantes às variações de salinidade e pH (Ammonia spp. e Elphidium spp.). Com o recuo do nível do mar, possivelmente formaram-se ambientes de marisma e depois o manguezal atual, como sugerem a abundância de fragmentos vegetais de mangue e os sedimentos síltico-argilosos escuros visivelmente ricos em MO. Isso é reforçado pela maior abundância de A. mexicana e T. inflata, espécies aglutinantes típicas de manguezais e áreas internas de estuários, tolerantes a variações de salinidades, baixos valores de pH e a maior aporte de MO. Na área de Joinville, durante quase todo o período de subida do NRM holocênico, existiam pântanos ou lagos, sem conexão com o mar. Na parte superior do testemunho J03 sedimentos arenosos com muitas conchas, incluindo A. brasiliana, e detritos vegetais de mangue, sugerem que o mar atingiu essa área possivelmente durante um curto período no final da transgressão, formando manguezais e baixios arenosos. Com o recuo do NRM, essa área ficou exposta, formando os pântanos atuais. Na região de Volta Velha, os sedimentos arenosos ricos em moluscos marinhos e a fauna de foraminíferos dominada por miliolideos, indicam um ambiente marinho costeiro ou de plataforma interna, durante ou próximo ao UMT. Com a descida do NRM, essa área evoluiu para um ambiente com sedimentos lamosos ricos em detritos vegetais de mangue. Em seguida, com a progradação da linha de costa, essa área perde o contato com o mar, e a vegetação é substituída por pântano de água doce. É possível observar a evolução paleoambiental e a formação de vários ambientes em resposta ao avanço do mar sobre a área de estudo, durante a transgressão marinha holocênica. Num contexto geral, ambientes continentais foram gradualmente substituídos por áreas de marismas e de manguezal e, posteriormente, ambientes de plataforma rasa se estabeleceram. Com o recuo do mar, áreas de manguezais e pântanos se formaram, constituindo a atual paisagem nos locais estudados. Atividades Futuras Serão realizadas análises granulométricas, datação 14C, triagem e identificação de foraminíferos de 28 amostras coletadas nas últimas atividades de campo. Dois artigos serão submetidos à publicação, sendo que um deles, com título “Evolução paleoambiental holocênica do estuário de Guaratuba (sul do Brasil) com base em foraminíferos”, encontra-se em fase de construção e revisão por parte dos autores para submissão ao Journal of South American Earth Sciences. Agradecimentos Agradecemos ao Laboratório de Estudos Costeiros – LECOST/UFPR e CNPq, pelo apoio logístico e recursos financeiros, através do projeto “Inversões da deriva litorânea no litoral paranaense no Holoceno: implicações estratigráficas, paleogeográficas e paleoclimáticas”, processo CNPq 471039/2013-6. Ao Laboratório de Estudos Sedimentológicos - LabESed/UFPR e ao Laboratório de Análise de Minerais e Rochas (LAMIR/UFPR), pela infraestrutura para o processamento das amostras. À CAPES (Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior) pela bolsa de Doutorado. Referências Angulo R.J. 1992. Geologia da planície costeira do Estado do Paraná. Tese de Doutorado. Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo. 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 140:141-166. Angulo R.J., Lessa G.C., Souza M.C., 2006. A critical review of mid-to late-Holocene sea-level fluctuations on the eastern Brazilian coastline. Quaternary Science Reviews, 25(5), 486-506. Angulo R.J., Lessa G.C., Souza M.C. 2009. The Holocene barrier systems of Paranaguá and northern Santa Catarina coasts, Southern Brazil. In: Dillenburg S.R., Hesp P.A. (Orgs.). Geology and Geomorphology of Holocene Coastal Barriers of Brazil, Springer-Verlag, Berlin, p. 135-176. Barbosa, C.F, Suguio, K., 1999. Biosedimentary facies of a subtropical microtidal estuary - an example from Southern Brazil. Journal of Sedimentary Research, 69(3):576-587. Boski T., Bezerra F.H.R., Pereira L., Lima-Filho F.P., Maia R.P., Paulino A.C.S., Gomes A.I. 2011. Registo da subida pósglacial do nível do mar no estuário do Rio Potengi, RN, Brasil. In: Anais do XIII Congresso da Associação Brasileira de Estudos do Quaternário - ABEQUA, Armação do Búzios, RJ, Brasil. Boski T., Bezerra F.H.R., Pereira L.F., 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):1-13. Camargo M.G. 2006. SysGran: um sistema de código aberto para análises granulométricas do sedimento. Revista Brasileira de Geociências, 36(2):371-378. Carver R.E. 1971. Settling analysis. In: Procedures in sedimentary petrology. Wiley-Intersc. New York. p. 427-452. Chaumillon E., Proust J.-N., Weber N., Menier D. 2008. Incised-valley morphologies and sedimentary-fills within the inner shelf of the Bay of Biscay (France): A synthesis. – Journal of Marine Systems, 72:383-396. Dalrymple R.W., Zaitlin B.A., Boyd R., 1992. Estuarine facies models: conceptual basis and stratigraphic implications. Journal of Sedimentary Petrology, 62:1130–1146. Fatela, F., Taborda, R., 2002. Confidence limits of species proportions in microfossil assemblage. Marine Micropaleontology, 45:169-174. Folk R.L. 1965. Petrology of sedimentary rocks. Hemphills, Austin, 184 pp. Hogg A.G., Hua Q., Blackwell P.G., Niu M., Buck C.E., Guilderson T.P., Heaton T.J., Palmer J.G., Reimer P.J., Reimer R.W., Turney C.S.M., Zimmerman S.R.H. 2013. SHCal13 Southern Hemisphere calibration, 0-50,000 years cal BP. Radiocarbon, 55(4):1889-1903. Lessa G.C., Meyers S.D., Marone E. 1998. Holocene stratigraphy in Paranagua´ Bay estuary, south Brazil. Journal of Sedimentary Research, 68(6):1060-1076. Loeblich JR. A.R., Tappan H., 1988. Foraminiferal genera and their classification. Van Nostrand Reinhold, New York, 1-2. 970p. Reimer P., Bard E., Bayliss A., BECK J., Blackwell P., Bronk Ramsey C., Buck C., Cheng H., Edwards R., Friedrich M., Grootes P., Guilderson T., Haflidason H., Hajdas I., Hatté C., Heaton T., Hoffmann D., Hogg A., Hughen K., Kaiser K., Kromer B., Manning S., Niu M., Reimer R., Richards D., Scott E., Southon J., Staff R., Turney C., van der Plicht J., 2013. IntCal13 and Marine13 Radiocarbon Age Calibration Curves 0-50,000 Years cal BP. Radiocarbon, 55(4), 1869-1887. Souza M.C., Angulo R.J., Pessenda L.C.R. 2001. Evolução paleogeográfica da planície Costeira de Itapoá, litoral norte de Santa Catarina. Boletim Paranaense de Geociências, 31(2):223-230. Stuiver M., Reimer P.J. 1993. Extended 14C data base and revised CALIB 3.0 14C age calibration program. Radiocarbon, 35(1):215-230. Woodroffe C.D., Chappell, J., Thom B.G., Wallensky E. 1989, Depositional model of a macrotidal estuary and floodplain, South Alligator River, northern Australia. Sedimentology, 36:737–756. Zaitlin B.A., Dalrymple R.W., Boyd R. 1994, The stratigraphic organization of incised-valley systems associated with relative sea-level change. In: Dalrymple R.W., Boyd R., Zaitlin, B.A. (eds.). Incised-Valley Systems: Origin and Sedimentary Sequences. SEPM, Special Publication, 51, Tulsa, p. 45-60. Dados Acadêmicos Modalidade: Doutorado – acima de 12 meses. Data do Exame de Qualificação: (Dezembro/2018). Título original do Projeto de Pesquisa: Foraminíferos bentônicos como indicadores paleoambientais costeiros em depósitos holocênicos paranaense e norte catarinense. Data de ingresso na Pós-Graduação: Maio/2016; Área de Concentração: Geologia Ambiental: Linha de Pesquisa: Evolução, Dinâmica e Recursos Costeiros. Possui bolsa: Sim. Fonte Pagadora: 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

Entendimiento de los procesos de precipitación de sílice vs carbonato en un ambiente controlado en laboratorio y natural en Pali Aike, Región de Magallanes, Chile.

Carolina Soledad Henríquez Valenzuela [email protected] Orientadora: Anelize Bahniuk Rumbelsperger. Departamento de Geologia, LAMIR. Universidade Federal do Paraná. Coorientador: Mauricio Calderón Nettle. Departamento de Geología, Universidad Nacional Andrés Bello.

Palabras claves: organomineral, carbonato, sílice.

Introducción En la parte austral del continente sudamericano, 50 km al este del frente cordillerano, al norte del Estrecho de Magallanes, existe un complejo volcano-tectónico de edad cuaternaria conocido como Campo Volcánico Pali Aike (CPVA) (Figura 1), Región de Magallanes y la Antártica Chilena, el cual se compone por tres unidades, cada una de ellas generadas durante distintos eventos magmáticos y volcánicos, la más antigua corresponde a lavas de plateau. Se pueden observar distintas morfologías, tales como: conos spatter y de escoria, maars, anillos de toba y flujos de lavas. Dentro de esta región, se sitúa Laguna Timone y Laguna Ana (Figura 2), las zonas de estudio, que corresponden a maars del Cuaternario inactivo. Las paredes de los maars están constituidas principalmente por sedimentos y materiales volcánicos, donde los registros sedimentarios que se obtienen son de gran interés científico, ya que proporcionan datos climáticos y ambientales. El oxígeno y el silicio son los dos elementos más comunes en la corteza terrestre, que en conjunto constituyen un estimado de 74.32% en peso y 83.77% en átomos de rocas de la corteza (Mason y Moore, 1982). Por lo tanto, no es sorprendente que el sílice, sea el óxido más abundante en la superficie de la tierra, y sea un elemento abundante en el sedimento del área de estudio. Se ha documentado que la contribución de los microorganismos en la precipitación de sílice ha sido un tema de recurrente de estudio en las últimas décadas. Por esta razón, en este estudio se presenta el desarrollo de estudios de campo y de laboratorio, con un enfoque especial en la silicificación por cianobacterias.

Figura 1. Mapa geológico esquemático del Campo volcánico Pali Aike. Muestra la ubicación y las tres unidades de la secuencia volcánica que constituyen el CVPA (Modificado de D’Orazio et al, 2000 y Borrero y Martin, 2017).

En este trabajo se desarrolla una investigación que enfoca en estudiar el origen de la formación orgánica y / o inorgánica de la sílice vs carbonato presente en un ambiente volcánico inmerso en condiciones ambientales y climáticas extremas que caracterizan el sector, a fin de determinar cuáles son los procesos relacionados con la formación de sílice.

Figura 2. A: Fotografía Laguna Timone. B: Fotografía Laguna Ana. C: Fotografía panorámica del Campo Volcánico Pali- Aike.

Hipótesis La precipitación de sílice vs carbonato generada en un ambiente volcánico de condiciones ambientales extremas depende de las variaciones ambientales e hidroquímicas, junto con el desarrollo de las comunidades microbianas presentes en Pali-Aike. Objetivo general Determinar los procesos de precipitación de la sílice vs carbonato, orgánica y/o inorgánica, en el sector de Pali-Aike, generados en las condiciones ambientales, climática, hidrológicas y biológicas que caracterizan la zona de estudio. Objetivos específicos Para cumplir el objetivo general se plantean los siguientes objetivos específicos: I. Determinar los procesos de precipitación de sílice en ambiente controlado, tanto orgánico como inorgánico a través del desarrollo de ensayos de laboratorio experimentales de bancada. II. Determinar el origen de la precipitación de sílice vs carbonato en los sistemas de Pali Aike. III. Definir la importancia de las propiedades hidroquímicas en la precipitación mineral. Contexto geológico e geotectónico del área de estudio La evolución geodinámica del Cenozoico de la zona más austral de Sudamérica se debe principalmente a dos procesos tectónicos regionales: el primero corresponde a convergencia de las placas Nazca y Antártica bajo la placa Sudamericana y el segundo a los movimientos transcurrentes en el límite de las placas Scotia y Sudamericana (D’Orazio et al, 2000). Debido a la subducción de placas ocurrió la colisión Dorsal- Fosa y los movimientos transcurrentes a lo largo de la Placa de Scotia deformaron el sector austral de Sudamérica, formando la zona de falla de Magallanes (Klepeis, 1994). La compleja configuración de límites de placas a la altura del CVPA (52°) resultó en la formación de distintas provincias tectónicas, entre ellas, el antepaís de Magallanes, localizado en la parte más oriental del continente, afectado por extensiones tectónicas del Neógeno dando lugar a sistemas de graben (Diraison et al., 1997). Esta unidad consiste principalmente en formaciones volcano-sedimentarias del Jurásico-Mioceno de la Cuenca de Magallanes (Biddle et al., 1986). Los productos del CVPA se depositaron sobre estas secuencias volcano-sedimentarias que representan el relleno del rift Austral Patagónico. Geología Campo Volcánico Pali-Aike El Campo Volcánico Pali Aike (CVPA) de edad Mioceno Tardío – Reciente, representa la exposición más austral de las lavas de plateau de la Patagonia (D'Orazio et al., 2000; Stern, 2007) y se extiende sobre un área de 4500 km2 aproximadamente en la zona sur de Argentina y Chile. Las rocas presentes, corresponden principalmente a basaltos basaníticos y alcalinos (Skewes y Stern, 1979; Mazzarini y D’Orazio, 2003) en donde es posible encontrar xenolitos ultramáficos de origen mantélico (Stern et al., 1999). Se ha propuesto una secuencia de tres pulsos volcánicos que generaron unidades volcánicas diferentes, los episodios volcánicos se distinguen entre sí a base de rasgos geomorfológicos de los centros volcánicos. La secuencia volcánica de CVPA comienza con una efusión extensa de flujos de lava tabular que alcanza un espesor de más de 120 m en el sector noroeste del campo volcánico, presentando una morfología lavas tipo plateau. Sobre esta secuencia se formaron más de 450 centros volcánicos, principalmente monogenéticos, que incluyen anillos de toba, conos de escoria/ spatter y maars, estos últimos corresponden a centros de emisiones circulares que alcanzan hasta dos kilómetros de diámetro, están formados por paredes circulares de sedimentos que son de poca altura. Los centros monogenéticos muestran variaciones morfológicas y se extienden sobre el campo volcánico a alturas entre 100 y 180 m.s.n.m (D’Orazio et al., 2000). La distribución espacial de estos conos piroclásticos está controlada principalmente por estructuras de orientación NW-SE, NE-SW y E-W (Mazzarini y D´Orazio, 2003). Clima EI Campo Volcánico Pali Aike está bajo la influencia de los vientos catabáticos antárticos y de las masas de aire frio provenientes del oeste. Estos patrones de circulación, la influencia de las masas de aire que provienen deI Pacífico y la barrera topografía N-S de la Cordillera de los Andes producen un marcado gradiente de precipitación (Barros et al., 1979). En la ubicación del Campo Volcánico Pali Aike se genera un abrupto descenso de la precipitación, de 400 mm y a valores de 200 mm debido a las laderas orientales de la Cordillera de los Andes con una distribución regular a lo largo del año y predominancia de climas semiáridos-húmedos y fríos (Burgos, 1985). La temperatura media anual varía entre 1-2°C en julio a 12-14°C en enero (Weischet, 1996).

Estado del arte: Geomicrobiología vs precipitación mineral En el último cuarto del siglo XX, se realizaron numerosos estudios para cuantificar la formación de terrazas de sílice y carbonato en sistemas activos, con el objetivo de comprender si los microorganismos desempeñan un papel activo o pasivo en su formación (Walter et al., 1972, Konhauser et al., 2001; Mountain et al., 2003). El análisis microscópico de microorganismos silicificados de fuentes térmicas activas muestra que la superficie microbiana puede actuar como un lugar de nucleación para la precipitación de sílice (Schultze-Lam et al., 1995, Jones et al., 2000; Phoenix et al., 2000). Sin embargo, los mecanismos de silicificación microbiana son poco conocidos, y se desconoce si las fuerzas impulsoras que sustentan la biomineralización son el enfriamiento y la evaporación de las aguas sobresaturadas, o si están mediadas biogénicamente, debido a la nucleación heterogénea de sílice amorfa en superficies microbianas. Diversos estudios experimentales realizados en condiciones de laboratorio han intentado dilucidar los procesos involucrados en la silicificación de material orgánico. Algunos sugieren que la sílice acuosa se precipita heterogéneamente sobre superficies orgánicas mediante enlaces de hidrógeno otros estudios sugieren que la asociación entre los minerales de silicato y las superficies bacterianas no es causada por interacciones directas entre Si y bacterias. Por lo tanto, experimentos simples de laboratorio forman una base para entender los patrones de precipitación, pero pueden describir inadecuadamente los ambientes de campo naturales. Por esto, es necesario hacer una comparación en laboratorio y en el campo (Yee et al, 2003).

Materiales y Métodos Para el desarrollo de la investigación, se llevará a cabo primero una revisión bibliográfica, conocimiento de la geología regional y local, conceptos de las técnicas que serán utilizadas y compilación de trabajos previamente realizados. Entendiendo y previendo el comportamiento de la precipitación de sílice es necesario hacer una comparación en el laboratorio y en el campo. Para ello, se desarrollará un modelo experimental (Figura 3) de precipitación de sílice inorgánica y orgánica de manera paralela. Los ensayos experimentales se realizaran utilizando acuarios de un tamaño 20 cm. Para el primer sistema, inorgánico, la etapa 1 se efectuará a una temperatura fija de 25°C, presión atmosférica, una solución de un volumen inicial de 1L con una concentración inicial de NaCl+Na2SiO3 de 490 ppm. Se utilizaron 3 acuarios, uno corresponde al patrón estandar que solo contiene agua desionizada, mientras que el segundo y tercero corresponden a soluciones con un pH inicial de 5 y 7 respectivamente con adición de NaOH y HCl según corresponda para regular el pH. En el caso de la etapa 2, se realizará un ajuste de temperatura al segundo y tecer acuario, de 20°C y 40°C respectivamente. El pH se mantiene o ajustá en base a la evolución de la etapa 1. El sistema orgánico de igual forma fue dividido en dos etapas, para este se utilizaron 4 acuarios, dos con luz y dos sin luz. muestra de estromatolito presente LAMIR. La etapa 1 se desarrollo a una temperatura fija de 25°C, presión atmosférica, pH ácido (5-6) y una solución de un volumen inicial de 1L con una concentración inicial de NaCl+Na2SiO3 de 490 ppm. En dos de los acuarios el pH es regulado mediante la adición CO2 constante, mientras que para los dos restantes, se adicionará NaOH y HCl. La etapa 2 consistirá en un aumento de la temperatura a 45°C - 50°C. Se estableceran las condiciones de precipitación de silice desarrollando un ambiente optimo para esto, luego se intentará simular las condiciones expuestas en la zona de estudio, con el fin de comparar y analizar las diferencias con los resultados obtenidos de las muestras recolectadas en campo, y así comprender como funcionan los procesos de precipitación.

Figura 3. Esquema del modelo experimental. Etapa 1, sistema orgánico e inorgánico.

La recolección de muestras en campo se llevará a cabo en septiembre del 2019. El muestreo será ejecutado a partir del entorno de los maars, puntos dentro del agua, siendo recolectadas muestras de agua y rocas. Durante la etapa de campo se realizarán mediciones de parámetros de interés como pH, T, conductividad eléctrica, oxígeno disuelto, sólidos totales disueltos con sonda multiparamétrica. Las muestras de agua serán analizadas en el Laboratorio de Investigaciones Hidrogeológicas (LPH) de la UFPR. Las muestras rocas serán analizadas en el Laboratorio de Análisis de Minerales y Rocas (LAMIR) y Laboratorio de Análisis de Sólidos (L.A.S) de la Facultad de Ingeniería de la Universidad Andrés Bello. El desarrollo de los análisis para las muestras recogidas en el campo será, descripción macroscópica, petrográfia miscrocópica, mediante la descripción de láminas petrográficas, a través del uso del microscopio óptico Nikon Eclipse E200, a fin de identificar los diferentes minerales formadores de roca y observar diferentes texturas y / o morfologías. Para conocer la composición mineral de las muestras, se utiliza Difracción de Rayos X, de la marca Panalytical, modelo EMPYREAN, con detector X'Celerator, tubo de cobre, una vez obtenidos los resultados del DRX, se utiliza el software cualitativo de análisis mineralógico X'Pert Highscore Plus, marca PANalytycal. y una vez efectuada la precipitación, los cristales son extraídos y se utiliza la técnica de difractómetro de rayos X para monocristal a fin de determinar el tipo de mineral precipitado. Para el análisis de superficie y caracterización morfológica, estructural y química de los minerales presentes, se utilizará un Microscopio Electrónico de Barrido de la Marca JEOL, modelo 6010LA con accesorio para análisis químico por EDS marca Jeol modelo EX 94410T1L11. Para identificar los elementos químicos (Z> 10) presentes en las muestras (análisis cualitativo) y establecer la proporción (concentración) en la que cada elemento se encuentra presente en la muestra, se aplicará Fluorescencia de Rayos X. Para detallar la composición mineralógica, serán analizados en el equipo de mapeamento mineralógica automatizada TESCAN-TIMA, que consiste en utilizar las imágenes de un microscopio electrónico de barrido combinado con fluorescencia de rayos X. Este equipo consta de 4 tipos de detectores, los cuales entregan las imágenes La siguiente información: composición mineralógica, tamaño de grano, tamaño de partícula, asociaciones minerales, composición química. Se realizarán análisis de isótopos estables para determinar la composición isotópica de C y O. El método utilizado es la Técnica Isotópica Estable de C y O, por espectrómetro de masas para razón isotópica - IRMS en flujo continuo con sistema Gas Bench II. La técnica de LAMIR se basa en la técnica de extracción y análisis "on line" de calcita y dolomita. Se utiliza el espectrómetro Massa Thermo Scientifique, modelo Delta Advantage, sistema Gas Bunch para extracción "on line" y balanza analítica Mettler, modelo XS205 con precisión de cinco casas.

Resultados esperados Con esta investigación se espera complementar el estudio de los depósitos de carbonatos asociados a la sílice, orgánicos e inorgánicos generados en diferentes ambientes, en este caso en la Patagonia, Chile. Identificar la distribución de los marcadores geoquímicos de las rocas, y los procesos isotópicos en relación a la precipitación de sílice. Si es posible asociar a las comunidades microbiales presentes. Con esto, construir y comprender los escenarios involucrados en la dinámica de la precipitación con la influencia de las condiciones extremas del clima que de alguna forma participan de mecanismos de precipitación de distintas fases minerales.

Atividades Futuras Como la investigación está en fase inicial de desarrollo y el campo está agendado para septiembre 2019, todas las actividades mencionadas en la descripción de los métodos serán ejecutadas con los datos y las muestras obtenidas en el campo. Además están previstos realizar análisis de clumped isotopes e isótopos 87Sr/ 86Sr. Publicar un artículo científico en una revista. Agradecimentos Agradecimientos a LAMIR – UFPR y a los profesores del Programa de Pos-Graduación en Geología de la UFPR por la oportunidad de realizar una pos-graduación en esta institución y a Shell por fomento de la bolsa de estudio y el financiamiento del proyecto “Diagénesis” ANP 20129-3 en el cual esta investigación forma parte.

Referencias Barros, V., Scian., B., Mattio, H. 1979. Campos de precipitación de la provincia de Chubut (1931- 1960). Geoacta 10:175-192. Biddle, K., Uliana, M., Mitchum, R., Fitzgerald, M., Wright, R. 1986. The stratigraphic and structural evolution of the central and eastern Magallanes basin, southern South America. In: Allen, P.A., Homewood, P. (Eds.), Foreland Basins. International Association of Sedimentology Special Publication 8: 41 – 61 Borrero, L.A., & Martin, F.M., 2017. Archaeological discontinuity in Ultima Esperanza: A supra-regional overview, Quaternary International. Burgos, J., (1985). Clima del extremo Sur de Sudamérica. In: O. Boelcke, D.M. Moore & FA. Roig (eds.), Transecta botánica de la Patagonia Austral, CONICET. 10-38. Diraison, M., Coppold, P., Gapais, D., Rossello, E. 1997. Magellan Strait: part of a Neogene rift system. Geology, 25: 703–706. D'Orazio, M., Agostini, S., Mazzarini, F., Innocenti, F., Manetti, P., Haller, M., Lahsen, A. 2000. The Pali Aike Volcanic Field, Patagonia: slab-window magmatism near the tip of South America. Tectonophysics, 321: 407- 427. Jones, B., Renaut, R. & Rosen, M. 2000. Stromatolites forming in acidic hot-spring waters, North Island, New Zealand. Palaios, 15: 450–475. Klepeis, K. 1994. The Magallanes and Deseado fault zones, major segments of South American–Scotia transform plate boundary in southernmost South America, Tierra del Fuego. J. Geophys. Res. 99: 22001–22014. Konhauser, K., Phoenix, R., Bottrell, S., Adams, D & Head, I. 2001. Microbial–silica interactions in Icelandic hot spring sinter: possible analogues for some Precambrian siliceous stromatolites. Sedimentology, 48: 415–433. Mason, B., & Moore, C. 1982. Principles of geochemistry. 4. ed. New York, John Wiley, 344 p. Mazzarini, F., D´orazio. 2003. Spatial distribution of cones and satellite-detected lineaments in the Pali Aike Volcanic Field (southernmost Patagonia): insights into tectonic setting of a Neogene rift system. J. of Volcanol. Geotherm. Res. 125: 291 – 305. Mercer, J., 1976. Glacial history of southernmost South America. Quatern. Res: 125-166. Mountain, B., Benning, L., & Boerema, J., 2003. Experimental studies on New Zealand hot spring sinters: rates of growth and textural development. Can J Earth Sci, 40:1643–1667. Phoenix, V., Adams, D & Konhauser, K. 2000. Cyanobacterial viability during hydrothermal biomineralization. Chem Geol, 169: 329–338. Schultze-Lam, S., Ferris, F., Konhauser, O. & Wiese, R. 1995. In-situ silicification of an Icelandic hot spring microbial mat: implications for microfossil formation. Can J Earth Sci, 32: 2021–2026. Stern, C., Kilian, R., Olker, B., Hauri, E., Kyser, T. 1999. Evidence from mantle xenoliths for relatively thin (<100 km) continental lithosphere below the Phanerozoic crust of southernmost South America. Lithos, 48: 217-235 p. Stern, C. 2007. The Pali Aike Volcanic Field and Morro Chico volcanic neck in Southernmost Chile. In: Geosur, Field guide to main geological features of extra Andean Patagonia and the eastern slope of the Andes, including Pali Aike and Torres del Paine parks, Southern Chile, 1 – 8. Skewes, M., Stern, C. 1979. Petrology and geochemistry of alkali basalts and ultramafic inclusions from the Palei Aike volcanic field in southern Chile and the origin of the Patagonian plateau lavas. J. Volcanol. Geotherm. Res: 3-25. Walter, M. R., Bauld, J. & Brock, T. 1972. Siliceous algal and bacterial stromatolites in hot spring and geyser effluents of Yellowstone National Park. Science, 178: 402–405. Weischet, W. (1996). Regionale Klimatologie. Teil 1: Die neue Welt. - Teubner, Stuttgart, 468. Yee, N., Phoenix, V.R., Konhauser, K.O., Benning, L.G., Ferris, F.G. 2003.The effect of cyanobacteria on silica precipitation at neutral pH: implications for bacterial silicification in geothermal hot springs: Chemical Geology, 199: 83-90.

Datos académicos Modalidad: Mestrado. Fecha del examen de calificación: 06/2020. Título original del Proyecto de Investigación: Entendimiento de los procesos de precipitación de sílice en un ambiente controlado y natural en Pali Aike, Región de Magallanes, Chile. Fecha de ingreso en la Pos-Graduación: 04/2019; Área de Concentración: Geología exploratoria; Línea de investigación: Bacias Sedimentares. Posee bolsa: Si, fuente pagadora es Shell.

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

Gênese da silicificação de arenitos neocretáceos da Bacia Bauru por análise de inclusões fluidas em cimentos

Caroline Maria Martin [email protected] Orientador: Luiz Alberto Fernandes (Programa de pós-graduação em Geologia/UFPR) Coorientador: André Luiz Silva Pestilho

Palavras-chave: arenitos silicificados; microtermometria; diagênese.

Introdução A Bacia Bauru localiza-se nos estados de São Paulo, Paraná, Mato Grosso do Sul, Minas Gerais e Goiás no Brasil, e uma porção no nordeste do Paraguai. Foi preenchida durante o Cretáceo Superior pela supersequência sedimentar Bauru (Milani et al. 2007). A supersequência é formada por dois grupos cronocorrelatos: Caiuá e Bauru. Na porção meridional da bacia, principalmente no grupo Caiuá, ocorrem arenitos silicificados, considerados por alguns autores (e.g. Fernandes et al. 1993 e Coimbra 1991) como de origem hidrotermal, porém, há hipóteses de que processos diagenéticos distintos podem causar a cimentação de arenitos por sílica, como a cimentação precoce (eodiagenética) na pedogênese, formando crostas (silcretes) ou em condições de soterramento (mesodiagênese). O objetivo deste estudo é a melhor compreensão sobre a origem desta silicificação nos arenitos e sua caracterização, com dados quantitativos e qualitativos, através de análises de inclusões fluidas, método que fornece informações importantes e sobre a natureza dos processos diagenéticos (Goldstein & Reynolds 1994, Goldstein 2001). Com a caracterização da temperatura e composição dos fluidos envolvidos durante a diagênese, é possível inferir o contexto geológico no qual a cimentação de rochas sedimentares ocorreu, se em condições de soterramento ou, por efeito de processos hidrotermais (e.g. Wilkinson 2001). Neste estudo, as análises microtermométricas foram realizadas na única assembleia representativa da origem da silicificação, associada a formação dos cimentos de quartzo. Os resultados por ora obtidos indicam temperaturas altas de aprisionamento do fluido, entre 315,1 e 398,7 ºC, acima das diagenéticas conhecidas, assim como salinidade baixa, entre 1,3 a 3,9 % eq ms. NaCl. Devido ao tamanho reduzido das inclusões encontradas, ainda é necessária a realização de mais análises microtermométricas para maior confiabilidade estatística, e a técnica de espectroscopia Raman será usada para complementar as análises, permitindo identificar a composição dos fluidos. Também será adicionada a técnica de Microscopia Eletrônica de Varredura (MEV), para a melhor caracterização principalmente dos cimentos silicosos presentes nos arenitos.

Contexto geológico A Bacia Bauru se formou durante o Cretáceo Superior e ocorre nos estados de São Paulo, Paraná, Mato Grosso do Sul, Minas Gerais e Goiás no Brasil, e uma parte no nordeste do Paraguai (Figura 1). Foi preenchida por uma supersequência em geral arenosa e siliciclástica, com espessura máxima preservada de aproximadamente 480 m, em atual área de 370.000 km² (Fernandes e Ribeiro 2015). Os arenitos se acumularam sobre uma inconformidade erosiva em rochas do Derrame Basáltico Continental Paraná-Etendeka (Turner et al. 1994). Após a abertura do Oceano Atlântico Sul a plataforma continuou se elevando, até ocorrer uma inversão desse comportamento crustal, devido ao acúmulo de até 2000 m de lavas basálticas. Este acúmulo gerou um ajuste isostático, gerando uma depressão, a qual foi preenchida por material siliciclástico (Fernandes e Ribeiro 2015). Menegazzo et al. (2016) propõe outro mecanismo como responsável pela criação e desenvolvimento da bacia, onde a bacia Bauru estaria na província de back-bulge de um retroarco de sistema antepaís desenvolvido adjacente a margem oeste da América do Sul. Desenvolveu-se devido ao sobre carregamento crustal e deflexão flexural resultado do começo da orogenia Andeana, durante a movimentação absoluta a oeste da placa Sul Americana e a subducção da Placa de Farallon. A Bacia Bauru foi preenchida por dois grupos cronocorrelatos (Fernandes e Coimbra 2000): Caiuá (formações Santo Anastácio, Rio Paraná e Goio Erê) e Bauru (formações Vale do Rio do Peixe, São José do Rio Preto, Presidente Prudente, Araçatuba, Marília e Uberaba, além dos Analcimitos Taiúva). São conhecidas diversas ocorrências de silicificação na Bacia Bauru. Fernandes et al. (1993) descreveram rochas silicificadas na porção meridional como pontual e às vezes afetando simultaneamente várias unidades. As mais expressivas alinham-se segundo duas das três principais direções estruturais importantes reconhecidas na Bacia do Paraná: NE, se concentrando em zonas de cruzamento com estruturas NW, no prolongamento oeste do Arco de Ponta Grossa (Fernandes et al. 1993). As ocorrências mais destacadas, pelo seu porte e extensão, são os morros do Diabo e da Fazenda Santa Ida (Pontal do Paranapanema, São Paulo) e os morros dos Três Morrinhos e da Fazenda Porto Rico, no Paraná. A origem da silicificação dos arenitos foi considerada hidrotermal (Fernandes et al. 1993), pois as rochas silicificadas pertencem a unidades estratigráficas distintas, com preenchimentos por sílica de diferentes texturas, em contextos diagenéticos distintos. Segundo os autores, os processos de silicificação identificados, possivelmente estariam relacionados a estruturas de direção nordeste, como a Zona de Falhamento Loanda-Presidente Epitácio. Além destes atributos, algumas características petrográficas como o preenchimento posterior por sílica microcristalina pressupõe aumento na concentração de sílica resultando em rápida precipitação, e a ocorrência de paligorskita em zonas brechadas dos basaltos subjacentes e carbonato-fluorapatita nos arenitos também permite supor o processo de silicificação hidrotermal, segundo Coimbra (1991). A ocorrência de analcima em arenitos basais da Formação Vale do Rio do Peixe em amostras de sondagem da região de Macedônia, no noroeste de São Paulo foi relatada por Brandt Neto et al. (1978). Ali, os autores associaram sua origem a um evento hidrotermal possivelmente contemporâneo ao magmatismo alcalino registrado nas imediações de Jaboticabal (Coimbra et al. 1981).

Figura 1: Mapa geológico da Bacia Bauru. Litoestratigrafia: 1. Fm. Rio Paraná, 2.Fm. Goio Erê, 3. Fm. Santo Anastácio, 4. Gr. Caiuá indiviso, 5. Fm. Vale do Rio do Peixe, 6. Fm. Araçatuba, 7. Fm. São José do Rio Preto, 8. Fm. Presidente Prudente, 9. Fm. Uberaba,10. Fm. Marília. Lineamentos: Rio Piquiri (Pi), Rio Alonzo (A), São Jerônimo-Curiúva (J), Guapiara (G), Paranapanema (Pb), Ibitinga-Botucatu (I), Rio Moji Guaçú (M), São Carlos Leme (S), Rio Paraná (P). Modificado de Fernandes e Ribeiro 2015. As silicificações representadas pertencem ao estudo. Material e métodos 1) revisão bibliográfica: compilação de artigos que tratam da geologia da Bacia Bauru, em especial dos arenitos silicificados, métodos de análise e interpretação de inclusões fluidas (e.g. Roedder 1984, Goldstein & Reynolds 1994, Pestilho & Monteiro 2017), e de modelos de silicificação semelhantes ao caso de estudo, como o da Bacia Karoo no Sul da África (Jamtveit et al. 2004); 2) seleção de amostras e descrição macroscópica: foram selecionadas amostras do acervo do orientador, de diferentes locais de ocorrência de arenitos silicificados (Figura 1), devidamente descritas; 3) confecção de lâminas: 10 lâminas de pesquisa anterior, três petrográficas convencionais e 7 bipolidas (Martin 2017), foram acrescentadas outras 10 lâminas bipolidas até o momento. 4) análise por petrografia microscópica: foram caracterizados os componentes com foco na identificação de diferentes gerações de cimentos, fases hospedeiras de inclusões fluidas, e as assembleias de inclusões fluidas (Roedder 1984, Goldstein & Reynolds 1994). As análises petrográficas estão sendo feitas com microscópio de polarização ZEISS I, Imager. A2m™; e software para aquisição e tratamento de imagens ZEISS, Axio Vision™, do laboratório LAPEM. 5) análise de inclusões fluidas: foi identificada a assembleia de inclusões fluidas a ser utilizada para o estudo, e suas respectivas fases, classificando-as geneticamente em primárias, secundárias e pseudossecundárias; 6) análises microtermométricas: para a medição das propriedades físico-químicas do fluido. Trata- se de um método não destrutivo, onde obtêm-se, informações como (1) pressão e temperatura de aprisionamento da inclusão fluida, (2) a composição em termos do sistema químico dominante e da salinidade, e (3) densidade do fluido (Goldstein & Reynolds 1994). Para essa análise foi utilizado um microscópio ZEISS Imager.A2m™ acoplado a uma platina microtermométrica de aquecimento/resfriamento Linkam THMSG 600™ de precisão 0,5 °C, no Laboratório de Minerais e Rochas da UFPR (LAMIR). A salinidade é calculada em relação a percentagem de peso de equivalente de NaCl para todas as inclusões fluidas, usando a equação empírica para o sistema NaCl-H2O de Bodnar (1993):

ϴ = depressão do ponto de congelamento em graus Celsius. Resultados As amostras de mão dos arenitos têm cor característica, entre rosa claro e laranja, e são maciças, com exceção à amostra IP148, que tem laminação plano paralela. Na petrografia, encontra-se arenitos bem selecionados, com empacotamento normal, e arcabouço representando entre 70-80%, composto essencialmente por quartzo, com minerais opacos detríticos subédricos e subarredondados presentes em quantidades menores que 5%. A granulação varia de fina a grossa, com predominância entre fina- média. Os grãos do arcabouço são arredondados, subesféricos a esféricos. O cimento compõe entre 15-25% das amostras. É composto por sílica e ocorre revestindo os grãos detríticos, como textura de sobrecrescimento sintaxial em todas as amostras, textura poligonal em mosaicos e franjas aciculares e por vezes microcristalina. A cimentação ocorre entre os grãos, com poucos contatos pontuais entre grãos (>10%) representando baixa compactação mecânica. Algumas amostras têm crescimentos secundários reliquiares nos grãos de quartzo, que posteriormente foram envolvidos por sobrecrescimento de quartzo. Uma feição característica de todas as amostras (exceção SF01) é a presença de revestimento dos grãos do arcabouço por óxido ou hidróxido de Fe e Mn, delimitando o contorno do grão pré-cimentação. Nas amostras dos Três Morrinhos (GC107 e GC62) são encontradas vênulas formadas por sílica microcristalina, que em amostra de mão têm tamanhos de até 4 cm de espessura e 10 cm de comprimento, se distribuindo de modo aleatório. Na petrografia de inclusões fluidas, uma assembleia (A1) foi associada a silicificação. Esta assembleia está presente nos cimentos quartzosos formados durante a diagênese. As assembleias de inclusões fluidas presentes no interior dos grãos detríticos, sejam de inclusões fluidas primárias ou secundárias em origem, foram descartadas por não trazer informações do processo diagenético. Outra fase de cimentação está presente nas amostras GC62, GC107, SA94 e PE18, um crescimento secundário de quartzo, que pode ser observado onde foi posteriormente envolvido pelo sobrecrescimento de quartzo. As inclusões fluidas da assembleia (A1) estão hospedadas nos sobrecrescimentos de quartzo sintaxiais ou zona de contato e os grãos detríticos (dust rims). São aquosas, de forma arredondada, com uma fase líquida (monofásicas), ou uma fase líquida e uma fase vapor (bifásicas) à temperatura ambiente. As inclusões ocorrem de forma concêntrica e isolada ou aleatória. A maioria dessas inclusões têm menos de 1 µm de dimensão, no maior comprimento, com algumas atingindo entre 2 e ~2,5µm. As inclusões de dimensões menores que 2 µm são em geral monofásicas ou possuem baixa fração de vapor, ao passo que as inclusões com mais que 2 µm são bifásicas com fração de vapor <20%, baseada na estimativa visual da área de preenchimento da bolha. As análises microtermométricas foram realizadas em 14 inclusões fluidas até o momento, onde obteve- se o seguinte resultado, juntamente aos resultados de Martin (2017):

Gráficos: Gráfico de dispersão de pontos a) da Salinidade x Th e histograma das b) temperaturas de fusão de gelo (Tfg); Todos os dados são das 14 análises obtidas, juntamente aos 5 dados obtidos por Martin (2017).

Discussões e Conclusões Com temperatura mínima entre 315,1 e 397,8, e salinidades equivalentes estimadas entre 1,3 e 3,9 (% ms. eq. NaCl), as inclusões da assembleia A1 se encontram nos campos de fluidos geotermais e metamórficos, no gráfico de distribuições de soluções de diferentes origens de Bodnar (1999). Devido a ausência de indícios metamórficos (como foliações, minerais metamórficos) nas amostras e descrições de afloramento, aqui é considerada apenas a possibilidade de fluidos geotermais. Os sistemas hidrotermais geotermais são compostos por uma fonte de calor aprisionada por uma rocha isolante, e um fluido em geral de origem meteórica que transporta o calor para a superfície (Touret 2001). As altas temperaturas mínimas de aprisionamento indicam que este ocorreu em condições supercríticas. Com a salinidade obtida nas análises e pressão de ambientes superficiais e rasos, é necessária temperatura da ordem de 374ºC para atingir o ponto supercrítico (Atkinson 2002). Sistemas hidrotermais geotermais podem suportar a presença de fluidos em condições supercríticas (Scott et al. 2015). Estas temperaturas entre 300 e 400ºC encontradas nas análises não são comuns em um ambiente diagenético raso, que seria o ambiente dos arenitos silicificados da Bacia Bauru. Segundo Goldstein & Reynolds (1994), inclusões aquosas simples aprisionadas nas mais altas temperaturas de ambientes diagenéticos teriam temperaturas de homogeneização abaixo de 220ºC. A exemplo dos trabalhos de Iyer et al (2017), Nomura et al. (2014), o agente causador destas altas temperaturas poderia ser um fluido hidrotermal. Um sistema análogo é encontrado na Bacia Karoo, na África do Sul. Trata-se de um ambiente hidrotermal em bacia sedimentar, formado por fumarolas hidrotermais associadas a intrusões de soleiras (Jamtveit et al. 2004). Os sistemas hidrotermais geotermais podem ser alimentados por fontes de calor magmática, com ou sem contribuição de fluidos magmáticos (Yardley & Bodnar 2014), fazendo-se necessária a identificação da origem deste fluido por sua composição, aqui considerada como um sistema H2O+NaCl (Bodnar 1993), devido a ausência de dados de temperaturas de fusões que indiquem a composição do fluido. Através das análises feitas até o momento, em seu contexto regional e fazendo analogia aos exemplos citados onde é possível haver uma fonte hidrotermal de silicificação em uma bacia sedimentar, além de classificar os dados obtidos por ora como possíveis indícios de um fluido geotermal, a origem desta silicificação se encaixa em um sistema com influência de uma fonte de calor magmática, com águas meteóricas ou magmáticas, responsável pela formação dos sobrecrescimentos de quartzo dos arenitos silicificados da Bacia Bauru.

Atividades Futuras a) continuação das análises microtermométricas de inclusões fluidas nas lâminas já existentes; b) confecção de novas lâminas bipolidas (10) para novas análises, necessárias para obter um resultado com maior intervalo de confiabilidade estatística; c) espectroscopia Raman: técnica não destrutiva usada principalmente para a identificação qualitativa dos componentes sólidos, líquidos e gasosos, podendo ser aplicada em inclusões fluidas para uma avaliação mais precisa da composição dos fluidos presentes (Frezzotti et al. 2012) para verificação da possível origem magmática ou meteórica dos fluidos. Esta análise será realizada no Centro de Microscopia Eletrônica (CME), na Universidade Federal do Paraná; d) microscopia eletrônica de varredura (MEV): produz imagens de aumentos até a ordem de 100.000 vezes, com alta resolução do relevo da superfície da amostra, com boa profundidade de campo, resultando em aparência tridimensional. Será usada para a melhor caracterização dos componentes do arcabouço, fases de cimentos silicosos, porosidade e suas relações físicas e genéticas. Estas análises serão realizadas no CME; e) possível campo nos locais das silicificações mais intensas, para descrições de campo; f) interpretação dos dados com maior embasamento teórico e conclusão. Agradecimentos Agradecimentos são devidos aos laboratórios da Universidade Federal do Paraná: de minerais e rochas (LAMIR), de estudos sedimentológicos e petrologia sedimentar (LabESed); assim como à CAPES, pela bolsa de mestrado. Projeto Banpesq nº 2018025977, Processos de silicificação em rochas siliciclásticas da Bacia Bauru.

Referências Atkinson Jr, A. B. 2002. A model for the PTX properties of H2O-NaCl. Bodnar, R. J. 1993. Revised equation and table for determining the freezing point depression of H2O-NaCl solutions. Geochimica et Cosmochimica Acta, 57(3), 683684. Brandt Neto M., Petri S., & Coimbra A.M. 1978. Considerações sobre a estratigrafia e ambiente de sedimentação da Formação Bauru. In Congresso Brasileiro de Geologia. Recife, v. 30, p. 557-566. Coimbra, A. M. 1991. Sistematização crítica da obra (Doctoral dissertation, Universidade de São Paulo). Coimbra, A. M., Coutinho, J. M. V., Brandt Neto, M., & Rocha, G. A. 1981. Lavas fonolíticas associadas ao Grupo Bauru no Estado de São Paulo. SIMP. REG. GEOL, 3, 324-327. Fernandes L.A. & Ribeiro C.M.M. 2015. Evolution and palaeoenvironment of the Bauru Basin (Upper Cretaceous, Brazil). Journal of South American Earth Sciences, 61:71-90. Fernandes, L. A., Coimbra, A. M., & Neto, M. B. 1993. Silicificação hidrotermal neocretácea na porção meridional da Bacia Bauru. Revista do Instituto Geológico, 14(2), 19-26. Goldstein R.H. 2001. Fluid inclusions in sedimentary and diagenetic systems. Lithos, 55(1):159-193. Goldstein R.H., Reynolds T.J. 1994. Systematics of fluid inclusions in diagenetic minerals. Tulsa, Society of Sedimentary Geology, Short Course 31, 199 p. Goldstein, R. H., & Reynolds, T. J. 1994. Fluid inclusion petrography. Iyer, K., Schmid, D. W., Planke, S., & Millett, J. 2017. Modelling hydrothermal venting in volcanic sedimentary basins: Impact on hydrocarbon maturation and paleoclimate. Earth and Planetary Science Letters, 467, 30-42. Jamtveit, B., Svensen, H., Podladchikov, Y. Y., & Planke, S. 2004. Hydrothermal vent complexes associated with sill intrusions in sedimentary basins. Physical geology of high-level magmatic systems, 234, 233-241. Martin C.M. 2017. Gênese da silicificação de arenitos neocretáceos da Bacia Bauru por análise de inclusões fluidas em cimentos. Monografia, Universidade Federal do Paraná, Curitiba, 44 p. Milani, E.J., Melo, J.H.G., Souza, P.A., Fernandes, L.A., França, A.B., 2007. Bacia do Paraná. Bol. Geociências Petrobrás, 15 (2), 265 e 287 Menegazzo, M.C., Catuneanu, O. & Chang, H.K., 2016. The South American retroarc foreland system: The development of the Bauru Basin in the back-bulge province. Marine and Petroleum Geology, 73 (2016) 131 e 156. Nomura, S. F., Sawakuchi, A. O., Bello, R. M. S., Méndez-Duque, J., Fuzikawa, K., Giannini, P. C. F., & Dantas, M. S. S. 2014. Paleotemperatures and paleofluids recorded in fluid inclusions from calcite veins from the northern flank of the Ponta Grossa dyke swarm: Implications for hydrocarbon generation and migration in the Paraná Basin. Marine and Petroleum Geology, 52, 107-124. Pestilho, A. L. S., & Monteiro, L. V. S. 2017. Uma revisão dos fundamentos do estudo de inclusões fluidas aquosas e de petróleo. Terrae Didatica, 13(2), 71-92. Roedder, E. 1984. Fluid inclusions. Reviews in mineralogy. Mineral. Soc. Amer., 12, 644p. Touret, J. L. R. 2001. Fluids in metamorphic rocks. Lithos, 55(1), 1-25. Turner S., Regelous M., Kelley S., Hawkesworth C. & Mantovani M. 1994. Magmatism and continental break-up in the South Atlantic: high precision40Ar-39Ar geochronology. Earth and Planetary Science Letters, 121(3-4), 333- 348. Wilkinson J.J. 2001. Fluid inclusions in hydrothermal ore deposits. Lithos, 55(1): 229-272. Yardley, B. W., & Bodnar, R. J. 2014. Fluids in the continental crust. Geochemical Perspectives, 3(1), 1-2.

Dados Acadêmicos Modalidade: Mestranda. Data do Exame de Qualificação: (06/2019) Título original do Projeto de Pesquisa: Gênese da silicificação de arenitos neocretáceos da Bacia Bauru por análise de inclusões fluidas em cimentos. Data de ingresso na Pós-Graduação: 04/2018; Área de Concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: Análise de Bacias; 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

Favorabilidade hídrica do Aquífero Embasamento Cristalino paranaense com base na compartimentação magnético-estrutural e análise geoespacial

Cássio de Almeida Pires [email protected] Orientador(a): Gustavo Barbosa Athayde (LPH/UFPR) Coorientador(a): Oderson Antônio de Souza Filho (CPRM)

Palavras-chave: Hidrogeofísica, aquíferos fraturados, análise multi-escala.

Introdução O Aquífero Embasamento Cristalino - AEC (MMA, 2015) é do tipo fraturado (Feitosa et al., 2008; Diniz et al., 2014), o qual compreende a uma área de aproximadamente 20.000 km² (Figura 1). Mais precisamente, o AEC é a porção aflorante do embasamento da Bacia do Paraná limitado politicamente ao estado do Paraná e geomorfologicamente ao Primeiro Planalto Paranaense (Maack, 1947). O contexto geológico da região é constituído por rochas ígneas e metamórficas pré-cambrianas com orientação predominantemente NE-SW. Destas, há rochas de baixo grau metamórfico predominando a noroeste, correspondentes ao Terreno Apiaí, acima da Zona de Cisalhamento Lancinha – Cubatão (ZCLC). Rochas de alto grau metamórfico, como os gnaisses, granulitos e migmatitos, correspondentes aos Terrenos Curitiba, Luís Alves e Paranaguá, predominam a sudeste. Além disso, há a presença de granitoides pós-tectônicos cortando os diferentes terrenos geológicos (Passarelli et al., 2018), bem como o Enxame de Diques do Arco de Ponta Grossa, de orientação preferencialmente NW-SE (Almeida, 1967).

Figura 1. Localização da área de estudo e poços utilizados na pesquisa (modificado de MMA, 2015). Datum SIRGAS 2000 – UTM Zona 22S.

Esse trabalho busca compreender os condicionantes geológicos que possam justificar a produtividade hídrica dos poços tubulares profundos presentes na porção cristalina da área, sob a ótica de determinadas lógicas estatísticas. Para tanto, leva-se em consideração que há uma correlação espacial entre litologia, lineamentos geomorfométricos e aeromagnetométricos e a produtividade de poços, como já discutidos em Fernandes & Rudolph (2001), Madrucci et al. (2008), Souza Filho (2008), Athayde (2013), entre outros. Essas lógicas estatísticas que serão trabalhadas ao longo dessa pesquisa, em suma, são baseadas no conceito probabilístico de favorabilidade, à qual serão integrados os dados de litologia, modelos digitais de elevação (MDE), aeromagnetometria e poços. Além disso, a análise geoespacial de produtividade também está condicionada à tectônica cenozóica da região, como estudado por Fernandes & Rudolph (2001) no embasamento em São Paulo, e, mais proximamente, Chavez-Kus & Salamuni (2008), no embasamento no Paraná. De maneira complementar, alguns exemplos de aplicação da técnica de favorabilidade têm sido feitos em alvos com potencial exploratório na mineração, como em Carranza (2004), nas Filipinas; ou em estudo de vulnerabilidade de aquíferos, como em Masetti et al. (2007), na Itália. No Brasil, Madrucci et al. (2008) e Vidal et al. (2015) analisaram a probabilidade de produção nas porções do cristalino em São Paulo e Souza Filho (2008) no Ceará. A motivação dessa pesquisa advém da importância de diversas regiões, com forte potencial econômico no país, demandarem água desse tipo de aquífero. Dentre estas, por exemplo, o estado do Rio de Janeiro que possui 80% dos seus aquíferos em terreno cristalino (Nascimento, 2012); o estado de São Paulo com 37%, onde estão presentes cidades como Sorocaba, Campinas e a Grande São Paulo (Governo do Estado de São Paulo, 2005); e Paraná, com 10%, onde, inclusive, localiza-se a capital Curitiba (MMA, 2015). Além da demanda, por outro lado, a imprevisibilidade do meio é um fator preponderante associado a esse contexto hidrogeológico, o que potencializa também a necessidade do fomento dessa pesquisa. Portanto, a contribuição científica desse trabalho visa dialogar com outras pesquisas e utilizar técnicas multicritério para indicar áreas com melhores índices de produtividade, com o intuito de reduzir o risco exploratório no AEC.

Material e Métodos Este trabalho está focando exclusivamente no processamento dos dados em escala regional, no que diz respeito à análise multicriterial dos parâmetros, como descritos a seguir. Para isso, foram acessados e sistematizados os dados mediante os objetivos supracitados. A Figura 2 representa o fluxograma das atividades, de maneira esquemática, no intuito de resumir e melhor visualizar a integração dos respectivos dados, bem como suas etapas. Essa sistematização prevê a análise geoespacial de dados de produtividade hídrica de poços tubulares profundos, modelos digitais de elevação, aeromagnetometria e litologia. Seguido de processamento pixel a pixel, resultando em mapas e gráficos de favorabilidade com índices probabilísticos de produtividade do Aquífero Embasamento Cristalino (PR).

Figura 2. Sumarização dos principais dados integrados e etapas da presente pesquisa.

As técnicas aplicadas nesta pesquisa estão apresentadas, sequencialmente, a seguir:

1) Estatística univariada de 236 poços tubulares profundos oriundos do banco de dados da Carta das Águas do Paraná (MMA, 2015). Os parâmetros de produtividade (vazão e capacidade específica) estão sendo tratados em planilhas sob escalas de percentis, médias e medianas. 2) Foram traçados lineamentos geomorfométricos multi-escala e aeromagnetométricos a partir de: a) MDE’s, tratando imagens do sensor Advanced Space Borne Thermal Emission and Reflection (ASTER – px. 30 m) – (USGS, 2018). As escalas de traçado utilizadas foram 1:100.000, 1:250.000 e 1:400.000, com pseudoiluminações nos ângulos 45°, 135°, 225° e 315°. Para as análises geoespaciais de produtividade, foram utilizadas algumas ferramentas do programa ArcGIStm v. 10.5, cuja licença atualmente está concedida ao Laboratório de Pesquisas Hidrogeológicas (LPH/UFPR). Para a análise de produtividade e o fator distância foram utilizadas as ferramentas de buffer (determinação da área de influência) e clip (recorte dos poços nessas áreas) disponíveis no ArcToolbox para duas modalidades. A primeira é a criterização de diferentes áreas de influência a partir do lineamento propriamente dito, intervaladas em 50 m, entre 0 e 500 m a partir do lineamento. A segunda é a partir das intersecções desses lineamentos, intervaladas em 200 m, entre 0 e 2.000 m. Já para a análise da produtividade e o fator classe azimutal, foram utilizadas as ferramentas cogo tools (cálculo dos azimutes dos lineamentos na tabela de atributos) e spatial join (recorte e discriminação dos poços nas áreas de influência dessas classes). A fim de facilitar a organização das classes intervaladas a cada 10°, foi adaptada uma fórmula condicional em linguagem python (“if”, “else” etc.) no ArcGIStm. Ambos os dados gerados foram exportados e tratados em planilhas para a geração de gráficos e tabelas; b) Dados aeromagnetométricos, com características de aerolevantamento de 500 m no espaçamento das linhas de voo N-S, 10.000 m nas linhas de controle E-W e 100 m de altura do sensor magnético (CPRM, 2011). Foram tratados os dados XYZ, oriundos do projeto 1095 Paraná - Santa Catarina disponíveis no site da CPRM (http://geosgb.cprm.gov.br), no programa Oasis Montajtm v. 9.4, cuja licença está atualmente concedida ao Laboratório de Pesquisa em Geofísica Aplicada (LPGA/UFPR). Para as técnicas de realce de estruturas, foram gerados dois campos magnéticos anômalos (CMA), sendo exclusivamente a um deles aplicado o cosseno direcional (CD) na direção NW-SE. Para cada CMA, foi aplicado o espectro de potencia radial (SPC), sendo somente as fontes intermediárias selecionadas para os traçados (CMA_inter), por meio do filtro passa-banda. Para cada CMA_inter, foi aplicada a redução ao polo (CMA_inter_RTP). Por último, para cada CMA_inter_RTP foi aplicado o filtro inclinação do sinal analítico - ISA (Miller & Singh, 1994) que serviu de mapa base para o traçado dos lineamentos na escala 1:250.000 (CMA_inter_RTP_ISA). Todas essas etapas técnicas estão descritas em Geosoft (2009) e a base conceitual de dados potenciais magnéticos em Blakely (1995) e Kearey et al. (2002). 3) Mapa geológico oriundo de Guimarães (2019) adaptado de Passarelli et al. (2018). Trata-se de um mapa geológico regional a partir do qual será avaliada a correlação de produtividade por litologia e blocos estruturais; 4) Após a análise geoespacial de produtividade, a todos os dados serão estipuladas áreas de influências sob arquivos tipo rasters onde serão processados pixel a pixel a Razão de Probabilidade (Lee et al. 2001) e Pesos de Evidência (Bonham-Carter, 1994). Esses cálculos serão realizados na extensão Spatial Data Modeller (SDM) do ArcGIStm (Sawatzky et al., 2010) disponível no site da Universidade Estadual de Campinas - Unicamp (http://www.ige.unicamp.br/sdm/ArcSDM10/); 5) Por fim, mapas e gráficos de favorabilidade serão gerados a fim de melhor visualizar e avaliar espacialmente as áreas com maiores e menores índices de produtividade.

Resultados e Discussão Preliminares A mediana da capacidade específica é o parâmetro que melhor representa estatística e hidrogeologicamente os resultados preliminares no âmbito da análise geoespacial de produtividade. Em termos de distância do lineamento e produtividade, as escalas de traçado 1:100.000 e 1:250.000 se destacam até 350 m (Figura 3 - A), ou seja abrangem poços mais produtivos. Seguindo essa mesma linha, em termos de interceptação dos lineamentos, a escala 1:100.000 é a mais promissora até 600 m. Em termos de produtividade e classe azimutal, com 350 m de área de influência, vale ressaltar que as direções N40W possui 3 poços e 1,163 m³/h/m de mediana da capacidade específica; e, N10E possui 21 poços e 0,535 m³/h/m de mediana da capacidade específica (Figura 3 – B). Ambas as direções estão acima da mediana da capacidade específica do banco de dados geral: 0,30 m³/h/m. Já com relação aos dados geofísicos de magnetometria, o mapa das fontes intermediárias é o que mais possui coerência hidrogeológica. Com a utilização da ferramenta do espectro de potência radial, o qual permite estimar semiquantitativamente a profundidade das fontes, devido à transformada do domínio do tempo para o domínio do espaço (Geosoft, 2009), foi possível estimar estruturas geológicas que se prolongam em profundidades médias de até 2 km. Esse mapa de fontes intermediárias serviu de base para o traçado dos lineamentos em escala 1:250.000 com a técnica de realce inclinação do sinal analítico (ISA), com e sem a técnica do cosseno direcional (com a finalidade de retirar a forte influência do sinal magnético do enxame de diques de direção NW-SE e visualizar as estruturas de outras direções).

A) B)

Figura 3. A) Gráfico relacionando a mediana da capacidade específica dos poços e área de influência a partir dos lineamentos para diferentes escalas. B) Gráfico relacionando a média e mediana dos parâmetros de produtividade hídrica e frequência absoluta dos poços por classe azimutal – escala 1:100.000 e buffer de 350 m.

Conclusões Preliminares A análise geoespacial da produtividade hídrica de poços e lineamentos geomorfométricos fortalece uma premissa fundamental em termos de proximidade e detalhamento da escala de trabalho já bem discutida na literatura em outras localidades. Os lineamentos traçados na região em 1:100.000 e 1:250.000 possuem maior influência na produtividade, em um raio de influência de até 350 m. E, conjuntamente, as direções N40W e N10E possuem maior influência nesse contexto. Vale chamar a atenção para o número de 21 poços que a estrutura N10E possui, visto a credibilidade estatística. Essa mesma direção também dialoga com as estruturas tectônicas cenozóicas de sigma 1 de direção N-S que Chavez-Kus & Salamuni (2008) investigaram no complexo Atuba (embasamento - PR), o que fortalece a influência dessa direção na região do embasamento. As estruturas paralelas ao sigma 1 teoricamente são as mais abertas, correspondentes às fraturas do tipo T do modelo de Riedel, as quais permitiriam maior percolação e armazenamento de água. Embora a escala de trabalho da presente pesquisa seja de menor detalhe, em relação ao trabalho de Chavez-Kus & Salamuni (2008), observa-se a coincidência tectono-hidrogeológica na ocorrência de poços tubulares com vazões representativas (acima do terceiro quartil). Isso permite extrapolar e fomentar outras investigações para outras escalas de trabalho relacionando escalas regionais e locais. O traçado dos lineamentos magnéticos no mapa de fontes intermediárias, com e sem a técnica do cosseno direcional, possibilitou a integração dos traçados de direções NE-SW e NW-SE. Desta maneira, esse mapa final integrado ao mapa dos traçados dos lineamentos geomorfométricos, será a base para a elaboração do arcabouço-magnético estrutural.

Atividades Futuras As próximas atividades estão focadas na análise dos blocos lito-estruturais da região com a produtividade e na elaboração do arcabouço magnético-estrutural. Após estas etapas, a integração dos dados de produtividade dos poços, litologias e lineamentos dará subsídios ao cálculo das lógicas estatísticas e à geração dos mapas de favorabilidade.

Agradecimentos Ao Laboratório de Pesquisas Hidrogeológicas (LPH/UFPR), pela infraestrutura e orientação; ao Laboratório de Pesquisa em Geofísica Aplicada (LPGA/UFPR), pelo apoio técnico e concessão da licença do programa; à Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM), pela disponibilidade dos dados aerogeofísicos e co-orientação; e, à Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES), pelo auxílio financeiro, por meio de bolsa – código de financiamento 001.

Referências Almeida F.F.M. de, 1967. Origem e evoluç ão da plataforma brasileira . Boletim do DNPM-DGM, Rio de Janeiro, 1- 36p. Athayde G.B., 2013. Compartimentação hidroestrutural do sistema aquífero Serra Geral (SASG) no Estado do Paraná, Brasil. Tese de Doutrado, Departamento de Geologia, Setor de Ciências da Terra, Universidade Federal do Paraná. 155p. Blakely R.J., 1995. Potential theory in gravity and magnetic applications. Cambridge University Press, 441p. Bonham-Carter G., 1994. Geographic information systems for geoscientists : modelling with GIS. Pergamon, 398p. Carranza E.J.M., 2004. Weights of evidence modeling of mineral potential: A case study using small number of prospects, Abra, Philippines. Natural Resources Research 13, 173–187. https://doi.org/10.1023/B:NARR.0000046919.87758.f5 Chavez-Kus L.,Salamuni E., 2008. Evidência de tensão N-S intraplaca no neógeno, Complexo Atuba - região de Curitiba (PR). Revista Brasileira de Geociências. https://doi.org/10.25249/0375-7536.2008383439454 Diniz J.A.O.,Monteiro A.B.,Silva R. de C. da,Paula T.L.F. de, 2014. Manual de Cartografia Hidrogeológica. CPRM 124p. Feitosa F.A.C.,Manoel Filho J.,Feitosa E.C.,Demetrio J.G.A., 2008. Hidrogeologia: conceitos e aplicações, 3rd ed, CPRM. 812p. Fernandes A.J.,Rudolph D.L., 2001. The influence of Cenozoic tectonics on the groundwater-production capacity of fractured zones: A case study in Sao Paulo, Brazil. Hydrogeology Journal 9, 151–167. https://doi.org/10.1007/s100400000103 Geosoft, 2009. Filtragem montaj MAGMAP. Processamento de dados de campos potenciais no domínio da frequência. Extensão para o Oasis montaj v.7.1. Tutorial e guia do Usuário. 83p. Guimarães D.P., 2019. Evolução tectonometamórfíca e estudo de proveniência da sucessão Rio das Cobras - terreno Paranaguá (Cinturão Ribeira Sul). Dissertação de Mestrado, Departamento de Geologia, Setor de Ciências da Terra, Universidade Federal do Paraná. 114p. Kearey P.,Brooks M.,Hill I., 2002. An Introduction to Geophysics Explorations, Zoological Research. https://doi.org/10.1017/CBO9780511623806 Lee G.K., McCafferty A.E., Alminas H.V., Bankey V., Frishman D., Knepper D.H.Jr., Kulik D.M., Marsh S.P., Phillips J.D., Pitkin J.A., Smith S.M., Stoeser D.B., Tysdal R.G., Van Gosen B.S. 2001. Montana geoenvironmental explorer: U.S. Geological Survey digital data release DDS-65, Denver, 2001. Volume original de 1999, USGS Digital Data Series-XX. Maack R., 1947. Breves Notícias Sobre a Geologia dos Estados do Paraná e Santa Catarina. Brazilian Archives of Biology and Technology, 2001, jubilee, 169–288. https://doi.org/10.1590/S1516-89132001000500010 Madrucci V.,Taioli F.,de Araújo C.C., 2008. Groundwater favorability map using GIS multicriteria data analysis on crystalline terrain, São Paulo State, Brazil. Journal of Hydrology 357, 153–173. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2008.03.026 Masetti M.,Poli S.,Sterlacchini S., 2007. The use of the weights-of-evidence modeling technique to estimate the vulnerability of groundwater to nitrate contamination. Natural Resources Research 16, 109–119. https://doi.org/10.1007/s11053-007-9045-6 Miller H.G.,Singh V., 1994. Potential field tilt-a new concept for location of potential field sources. Journal of Applied Geophysics. https://doi.org/10.1016/0926-9851(94)90022-1 Ministério de Meio Ambiente - Secretaria de Recursos Hídricos e Ambiente Urbano, 2015. Carta das águas subterrâneas do Paraná. 337p. Nascimento F.M. de F., 2012. Aquíferos do Estado do Rio de Janeiro. Anais Do XVII Congresso Brasileiro de Águas Subterrâneas. Passarelli C.R.,Basei M.A.S.,Siga O.,Harara O.M.M., 2018. The Luis Alves and Curitiba Terranes: Continental Fragments in the Adamastor Ocean. https://doi.org/10.1007/978-3-319-68920-3_8 Paulo G. do E. de S., 2005. Mapa de águas subterrâneas do Estado de São Paulo em 1:1.000.000. DAEE/IG- SMA/IPT/CPRM, São Paulo. Nota explicativa. Sawatzky D.,Raines G.,Bonham-Carter G., 2010. Spatial Data Modeller (SDM): ArcMAP 9.3 geoprocessing tools for spatial data modelling usingweights of evidence, logistic regression, fuzzy logic and neural networks. Serviço Geológico do Brasil - CPRM, 2011. Projeto Aerogeofísico Paraná - Santa Catarina. GeoSBG, levantamentos geofísicos, “aerogeofísica XYZ”. Disponível em www.geosgb.cprm.gov.br/. Acessado em 08 de maio de 2018. Souza Filho O.A. de, 2008. Dados aerogeofisicos e geologicos aplicados a seleção de areas favoraveis para agua subterranea no dominio cristalino do Ceara, Brasil. Tese de Doutorado, Instituto de Geociências, Universidade Estadual de Campinas, 149p. United States Geological Survey - USGS, 2018. Imagens do sensor Space Borne Thermal Emission and Reflection - ASTER. https://earthexplorer.usgs.gov/. Vidal A.C.,Rostirolla S.P.,Kiang C.H.,Martini M.L., 2015. Estudo Da Relação Entre Lineamentos Estruturais E a Exploração De Água Subterrânea Por Meio Da Análise De Favorabilidade. Águas Subterrâneas 20, 27–38. https://doi.org/10.14295/ras.v20i2.10436

Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado - Qualificação. Data do Exame de Qualificação: (junho/2019) Título original do Projeto de Pesquisa: Favorabilidade hídrica do Aquífero Embasamento Cristalino paranaense com base na compartimentação magnético-estrutural e análise geoespacial. Data de ingresso na Pós-Graduação: abril/2018; Geologia Ambiental; Recursos Hídricos; Possui bolsa: Sim. 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

Arquitetura deposicional, arcabouço estratigráfico e controles tectônicos na sedimentação da Formação Maracangalha (Bacia do Recôncavo)

Deise Marli da Silveira [email protected] Orientador: Fernando Farias Vesely (Departamento de Geologia/UFPR)

Palavras-chave: Riftes Lacustres; Membros Pitanga e Caruaçu; Modelo Deposicional.

Introdução A Bacia do Recôncavo constitui um sistema de grabens assimétricos de orientação NE-SW integrante do sistema de rifte intracontinental Recôncavo-Tucano-Jatobá. É limitada pela Falha de Salvador, Alto de Aporá, sistema de Falhas da Barra e Falha de Maragogipe e subdividida, pelas falhas transcorrentes Mata-Catu e Itanagra-Araças, em compartimentos sul, central e nordeste (Fig. 1). O preenchimento Juro-Cretácico compreende as sequências tectônicas: i) pré-rifte - formações Aliança e Sergi, Itaparica e Água Grande; ii) rifte - formações Candeias, Maracangalha e Salvador, Marfim, Pojuca e Taquipe, São Sebastião e iii) pós-rifte - formação Marizal (Silva et al., 2007). Associada à fase rifte, a Formação Maracangalha (Valandiano-Hauteriviano), é constituída por pelitos lacustres e corpos arenosos que incluem (i) arenitos finos, argilosos e maciços, geralmente deformados (fácies Pitanga) e (ii) camadas lenticulares de arenitos finos a médios, com estratificações plano-paralelas e cruzadas (fácies Caruaçu). Seus depósitos são atrelados a fluxos gravitacionais subaquosos - correntes de turbidez, fluxos transicionais (slurry) e fluxos coesivos, considerando-se um sistema de lago raso para a sedimentação destes depósitos (e.g Guerra & Borgui, 2003; Falcão & Della- Favera, 2012). Estruturas deformacionais propícias a formar armadilhas e condutos de migração dos hidrocarbonetos (diques clásticos - injectitos, zonas de cisalhamento, falhas normais, reversas, dobras e domos de argila) ocorrem em diferentes escalas (Mello et al., 1971; Guerra & Borgui, 2003, Magnavita & Silva, 2005). Controvérsias quanto à gênese destes depóstitos ocorrem na literatura, desde os que consideram que foram gerados por abalos sísmicos, por sobrecarga gerando deformações sin- sedimentares, disparados por processos de ressedimentação, bem como por acréscimo na descarga fluvial (e.g Raja-Gabaglia, 1991, Guerra & Borgui, 2003; Silva et al, 2007). A fácies Caruaçu inclui ocorrências de óleo e gás em reservatórios de baixa permeabilidade e difícil predição, sendo considerada um dos mais importantes reservatórios de gás não-associado das bacias terrestres brasileiras (Magalhães et al., 1995). O objetivo deste estudo é a compreensão das características distintivas presentes nas fácies Pitanga e Caruaçu, sob os pontos de vista sedimentológico e estratigráfico, através da utilização de diversas escalas de análise e da integração de diferentes ferramentas (afloramentos, testemunhos e imagens sísmicas), no sentido de entender o seu contexto deposicional, além de buscar contribuir para a formulação de modelos deposicionais em bacias tectonicamente ativas, que auxiliem as atividades exploratórias dos reservatórios-siliciclásticos, no que diz respeito à predição da distribuição de fácies-reservatório. Para tanto, as principais questões levantadas são: 1) Quais os controles (processos) e variações sedimentológicas e deformacionais (trato de fácies) envolvidos na gênese das fácies Pitanga e Caruaçu? 2) Qual a distribuição espacial e relação genética entre as fácies (arquitetura deposicional)? 3) Qual(ais) o(s) mecanismo(s) de disparo dos processos envolvidos? Como hipóteses a serem perseguidas, considera-se 1) As fácies Pitanga e Caruaçu fazem parte do mesmo trato longitudinal de fácies e suas características distintas estão relacionadas a processos de transformação de fluxo talude abaixo; 2) As fácies Pitanga e Caruaçu são diferentes porque fazem parte de sistemas diferentes envolvendo distintos tipos de fluxos e diferentes proveniências; 3) A fácies Pitanga é produto de remobilização da fácies Caruaçu, o que envolveria deformação, liquidização e mistura, resultando na redução da qualidade do reservatório.

Figura 1. Contexto Geológico do sistema de riftes intracratônico do Recôncavo-Tucano-Jatobá (A) contendo os principais tratos de sistemas tectônicos da bacia. B) Compartimentação Sul, Central e Nordeste e principais feições estruturais limitantes da bacia. C) Mapa Geológico da Bacia do Recôncavo, com base ao mapa ao milionésimo da CPRM. A Fm. Maracangalha está inserida no Gr. Ilhas. (Modificado de Magnavita et al., 2005; Okabe, 1989 e Raja-Gabaglia, 1991).

Estado da arte O entendimento sobre o preenchimento - sistemas deposicionais presentes e os tipos de processos envolvidos – de um rifte, assim como os modelos tectono-estratigráficos evolutivos, passa pelos conhecimentos dos principais parâmetros controladores como o tectonismo, o clima, o magmatismo e a eustasia, onde destes se deriva as influências fundamentais sobre o aporte sedimentar e o espaço de acomodação (e.g. Prosser, 1993; Kuchle, 2010, Ebinger & Scholz, 2012), bastante relevantes ao entendimento do tema. De forma clássica se divide um rifte em três fases, a pré-rifte, sin- rifte e pós-rifte (eg. Prosser, 1993; Bossence, 1998), onde no tocante à fase sin-rifte Kuchle & Scherer (2010) propõem um modelo evolutivo de trato de sistemas tectônico e seu arranjo dos sistemas deposicionais que se dispõe da seguinte forma: Trato de inicio de rifte com padrão agradacional dos sistemas fluviais, deltaico e lacustre costeiro; Trato de desenvolvimento de meio-graben com padrão retrogradacional dos sistemas citados anteriormente; Trato de clímax de rifte com padrão progradacional de sistemas fan deltas na borda falhada e retrogradacional dos sistemas fluviais, deltaico e lacustre costeiro na borda flexural; e por fim o Trato de final de rifte com padrão retrogradacional dos sistemas da falha de borda e progradacional dos sistemas da margem flexural. Ainda, pode-se destacar a presença de um sistema fluvial longitudinal que alimenta sistemas de leques turbidíticos sublacustres axial ao rifte. Quanto ao estudo dos processos, na literatura sobre a área de estudo destaca-se que os corpos arenosos presentes na Fm. Maracangalha estão relacionados a fluxos gravitacionais subaquáticos (FGS). O entendimento destes processos faz-se necessário, embora não se descarte que outros possam estar presentes. O estudo de uma gama ampla de FGS, além daqueles dominados pela turbulência fluida, deriva da comum associação física, e por vezes genética, das correntes de turbidez com outros tipos de fluxos densos de massa e de sedimentos. Fluxos gravitacionais constituem um tema ao mesmo tempo clássico e atual em periódicos e livros científicos devido a sua associação com depósitos que constituem potenciais alvos exploratórios para óleo e gás. Tais publicações o abordam sob variados enfoques, seja enfatizando os processos físicos e sedimentares envolvidos (e.g. Kuenen & Migliorini, 1950; Bouma, 1962; Middleton & Hampton, 1973; Mutti, 1992; Mulder & Alexander, 2001), passando pelos elementos arquiteturais presentes (e.g. Morris & Normark, 2000; Girard et al., 2012; Yang et al, 2019) até a escala dos sistemas deposicionais e da estratigrafia genética (e.g. Dickinson, 1985; Mutti et al. 1999; Bouma, 2000). Embora um tema clássico, tem-se como foco recente de investigação, e por isto ainda carentes de maior solidez conceitual, os seguintes pontos: i) A gênese e as características distintivas dos depósitos associados à FGS de natureza híbrida, os quais registram oscilações nas condições reológicas do fluxo ao longo do próprio evento deposicional (e.g. Lowe & Guy, 2000; Haughton et al., 2009); ii) A importância relativa das cheias fluviais no disparo das correntes de turbidez (e.g. Mutti et al., 1996; Slatt & Zavala, 2010); e iii) O controle da morfologia externa de depósitos afeitos a fluxos gravitacionais de massa (MTD) na deposição de correntes de turbidez (e.g. Armitage et al, 2009; Dykstra et al., 2011).

Materiais e Métodos O estudo será realizado nas porções central e sul da bacia, em afloramentos, poços públicos e sísmica 2D e 3D concedidos pela Agência Nacional do Petróleo (ANP). Ainda, foram escolhidos 4 campos de produção para estudos são eles: os campos de Massapê, Lamarão, Jacuípe e Miranga (Fig 2C). Os métodos de trabalho envolvem, essencialmente, 5 etapas: 1) Analisar fácies em superfície (afloramentos – cerca de 13 localidades) e subsuperfície (testemunhos) em rochas associadas às fácies Pitanga e Caruaçu. Em subsuperfície, o estudo envolverá descrição de testemunhos de 11 poços assim como análise de perfis geofísicos de poços (Fig. 2A); 2) Delinear e interpretar terminações e superfícies-chave em seções sísmicas 2D (Fig.2B) e 3D sob a luz da sismoestratigrafia; 3) Correlação de perfis de poços e horizontes sísmicos visando a determinação dos padrões de empilhamento estratigráfico; 4) Interpretação da gênese faciológica - definir a variação das fácies em termos de evolução desde o fluxo parental até seus respectivos depósitos distais (trato de fácies genético); e 5) Interpretação da arquitetura estratigráfica a partir da definição da variação espacial das fácies em termos de elementos e sistemas deposicionais (trato de fácies físico) utilizando mapas, seções estratigráficas e modelos conceituais.

Figura 2. A) Poços públicos ANP. B) Projetos sísmicos 2D que serão utilizados na pesquisa. C) Mapa Geológico da área de estudo (compartimentos sul e central), contendo os campos e poços (testemunhos) selecionados. Os depósitos da Fm. Maracangalha encontram-se representados no Grupo Ilhas (base CPRM).

Resultados preliminares Como resultado preliminar da pesquisa, foi realizada análise inicial das fácies presentes nos testemunhos dos poços 7-MP-25-BA e 7-MGP-29-BA (Fig. 2) utilizando fotos de alta qualidade fornecidas pela Petrobras. Destaca-se a presença de (i) arenitos maciços; (ii) arenitos argilosos (inclui intraclastos, deformações, injeções de areia e escape de água); (iii) arenitos gradados; (iv) arenitos laminados (plano-paralelo ou cruzada cavalgante); (v) arenito bandado e (vii) lamitos (Fig. 3). O poço 7- MP-25-BA apresenta todas as fácies descritas, com maiores expressões para as fácies i, iii, iv. Já o poço 7-MGP-29-BA apresenta maior expressão nas fácies i e ii. Nos dois poços observou-se arenitos “limpos” e “sujos” (matriz pelítica), ou seja, no que se considera até o momento (perfis compostos da Petrobrás) como Mbs. Caruaçu (7-MP-25-BA) e Pitanga (7-MGP-29-BA), dificultando a diferenciação de características que possam ser distintivas para cada membro.

Figura 3. Perfis dos testemunhos dos poços 7-MP-25-BA e 7-MP-29-BA (localização Fig. 2C). A) Arenito fino maciço (fácies i). B) Arenito argiloso, com intraclastos peliticos (seta branca) e injeções de areia (seta vermelha) (fácies ii). C) Arenito argiloso com intraclasto (seta branca) e feições de escape de água (seta vermelha) (fácies ii). D) Arenito argiloso deformado (fácies ii). E) Arenito com laminações cruzadas cavalgantes (fácies iv). Ao topo notar lamito com estrutura em chama (seta vermelha). F) Arenito “bandado” apresentando laminas irregulares e crenuladas assim como falhas penecontemporâneas (fácies v).

Atividades Futuras Realizar as atividades de campo - análises de afloramentos e testemunhos – com inicio no segundo semestre de 2019; análise dos perfis compostos (principais feições dos perfis geofísicos); seleção dos blocos sísmicos 3D; interpretações das imagens sísmicas e demais etapas previstas no capitulo de métodos deste resumo.

Agradecimentos A autora agradece a bolsa vigente e o financiamento concedido pelo projeto P&D celebrado em convênio com a Petrobras (Projeto Caruaçu - Processo nº 2016/00284-7), a concessão de bolsa DS/Capes (período de Setembro/2018 a Janeiro/2019), aos dados de subsuperfície fornecidos pela Agencia Nacional do Petróleo (ANP) e por fim, ao Laboratório de Análises de Bacias e Petrofísica (LABAP) e o Programa de Pós-Graduação em Geologia da Universidade Federal do Paraná (UFPR).

Referências Armitage, D.A., Romans, B.W., Covault, J.A., Graham, S.A., 2009. The influence of mass-transport-deposit surface topography on the evolution of turbidite architecture: the Sierra Contreras, Tres Pasos Formation (Cretaceous), southern Chile. Journal of Sedimentary Research 79: 287–301. Amorim, C. E. S. 2018. A Formação Maracangalha no compartimento sudoeste da Bacia Do Recôncavo: Sentido do fluxo e paleotensão associados. Dissertação de Mestrado, Instituto de Geociências. Universidade Federal da Bahia. Salvador. 38p. Bosence, D.W.J., 1998. Stratigraphic and sedimentological models of rift basins. In: Purser, B.H., Bosence, D.W.J. (eds.). Sedimentation and Tectonics of Rift Basins: Red Sea – Gulf of Aden. Chapman & Hall, London, p.9-25. Bouma, A. H. 1962. Sedimentology of some flysch deposits. Amsterdam, Elsevier, 168 p. Bouma, A. H. 2000. Coarse-grained and fine-grained turbidite systems as end member models: applicability and dangers. Marine and Petroleum Geology. 17: 137 – 143. Dickinson, W. R. 1985. Submarine ramp facies model for delta-fed, sand-rich turbidite systems. AAPG Bulletin, 69 (6): 969-976. Dykstra, M., Garyfalou, K., Kertznus, V., Kneller, B., Milana, J.P., Molinaro, M., Szuman, M. and Thompson, P., 2011. Mass-transport deposits: combining outcrop studies and seismic forward modeling to understand lithofacies distributions, deformation, and their seismic expression. In: Mass-Transport Deposits (Eds. C. Shipp, P. Weimer and H. Posamentier). SEPM Spec. Publ., 96:293–310. Ebinger, C., Scholz, C. A. 2012. Continental rift basins: The East African perspective. In: Busby, C. & Azor, A. (eds.). Tectonics of Sedimentary Basins: Recent Advances. Wiley-Blackwell Publishing. p.185-208.. Falcão, L. C., Della-Favera, J. C. 2012. Sublacustrine channel-levee system of Caruaçu member, southewest Reconcavo Basin, Bahia, Brasil. Revista Brasileira de Geociências. 42(3): 539-546. Guerra, G. S.; Borgui, L. 2003. Fácies sedimentares gravitacionais e deformacionais da Formação Maracangalha em afloramento e sua importância na exploração da Bacia Do Recôncavo. 2º Congresso Brasileiro de P&D em Petróleo & Gás. Girard, F., Ghienne, J. F., Rubino, J. L. 2012. Occurence of hyperpicnal flows and hybrid event beds related to glacial outburst events in a late Ordovician proglacial delta (Murzuq basin, SW Libya). Journal of Sedimentary Research. 82:688-708. Haughton, P.; Davis, C; McCaffrey, W.; Barker, S, Heller, P. L. 2009. Hybrid sediment gravity flow deposits – Classification, origin and significance. Marine and Petroleum Geology. 26: 1900–1918 Kuenen, P. H. & Migliorini, C. I. 1950. Turbidity currents as a cause of graded bedding. The Journal of Geology. 58(2):91-127. Kuchle, J. 2010. Análise Tectono-Estratigráfica de Bacias Rifte. Tese de doutorado. Universidade Federal do Rio Grande do Sul. Instituto de Geociências. Programa de Pós-Graduação em Geociências. 214p. Kuchke, J.; Scherer, C. M. S. 2010. Sismoestratigrafia de bacias rifte: técnicas, métodos e sua aplicação na Bacia do Recôncavo. Boletim de Geociências da Petrobras. 18(2): 33-60. Lowe, D. R. & Guy, P. 2000. Slurry-flow deposits in the Britannia Formation (Lower cretaceous), North Sea: a new perspective on the turbidity current and debris flow problem. Sedimentology. 47: 31-70. Magalhães ; A. J. C.; Caixeta, J. M.; Gomes, N. S. 1995. Control deposicional na diagênese dos Arenitos Caruaçu, Bacia do Recôncavo. Boletim de Geociências da Petrobras. 9(2/4): 237-247. Magnavita, L. P.; Silva,H. T. F. 2005. Rift Border System: The interplay between tectonics and sedimentation in the Recôncavo Basin., Northeastern Brazil. AAPG Bulletin. 79(11): 1590-1607. Mello, U.; Favera, J. C. D.; Kleing, G. D. 1971. Processos gravitacionais subaquosos e rochas sedimentares na parte frontal de um Delta Cratáceo (Membro Pitanga da Formação Candeias e Camadas Caruaçu da Formação Marfim, Bacia do Recôncavo, Bahia, Brasil. Anais do XXV Congresso Brasileiro de Geologia. p. 159-187. Middleton, G. V. & Hampton, M. 1973. Sediment Gravity Flows: mechanics of flow and deposition In: Middleton, G.V. and Bouma, A (eds.), Turbidites and Deep Water Sedimentation. SEPM Pacific section. Short Course. Los Angeles. p. 1–38. Morris, W. R. & Normark, W. R. 2000. Sedimentologic and geometric criteria for comparing modern and ancient sandy turbidite elements. GCSSEPM Foundation 20th Annual Research Conference, Deep-water reservoir of the world, p. 606-623. Mulder, T. & Alexander J., 2001. The physical character of subaqueous sedimentary density flows and their deposits. Sedimentology. 48:269-299. Mutti, E. 1992. Turbidite Sandstones. Milan, AGIP and Intituto di Geologia, Univesità di Parma. 275p. Mutti, E.; Davoli, G.; Tinterri, R. & Zavala, R. 1996. The importance of ancient fluvio-deltaic systems dominated by catastrophic flooding in tectonically active basins. Memorie di Scienze Geologiche. 48: 233-291. Mutti, E.; Tinterri, R.; Remacha, E.; Mavilla, N.; Angella, S. & Fava, L. 1999. An introduction to the Analysis of Ancient Turbidite Basins from an outcrop perspective. AAPG continuing education course note series no. 39. Tulsa, AAPG, p. 96. Okabe, N. 1989. Avaliação em Reservatórios de Baixa Permeabilidade das Camadas Caruaçu. Boletim de Geociências da Petrobras. 3(4):299-306. Prosser, S., 1993. Rift-related linked depositional systems and their seismic expression. In: Willians, G. D., Dobb, A. (Eds), Tectonics and Seismic Sequence Stratigraphy. Geological Society Special Publication, 71: 35-66. Raja-Gabaglia, G. P. 1991. Paleossismicidade e Sedimentação – Evidências no compartimento sul da Bacia do Recôncavo, Bahia. Boletim de Geociências da Petrobras. 5(1/4): 39-68. Silva, O. B.; Caixeta, J. M.; Milhomem, P. S.; Kosin, M. D. 2007. Bacia do Recôncavo. Boletim de Geociências da Petrobras. 15(2): 423-431. Slatt, R. M. & Zavala, C. 2010 Sediment transfer from shelf to deepwater - revisiting the delivery mechanisms. AAPG Studies in Geology, 61, 214p. Yang, T., Cao, Y., Liu, K., Wang., Zavala, C., Friis, H., Song, M., Yuan, G., Liang, C., Xi, K., Wang, J. 2019. Genesis and depositional model of subaqueous sediment gravity-flow deposits in a lacustrine rift basin as exemplified by the Eoceno Shanejie Formation in the Jiyang Depression, Eastern China. Marine and Petroleum Geology. 102: 231-257

Dados Acadêmicos Modalidade: Doutorado até 12 meses. Data do Exame de Qualificação: Novembro/2020 Título original do Projeto de Pesquisa: Arquitetura deposicional e arcabouço estratigráfico de sistemas de água profunda em bacias rifte Data de ingresso na Pós-Graduação: Julho/2018; Geologia Exploratória; Análise de Bacias Sedimentares; Possui bolsa: Bolsista - convênio Petrobrás/UFPR (Processo nº 2016/00284-7). 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

Micropaleontologia aplicada a reconstruções paleoambientais do Grupo Itararé, Bacia do Paraná, nos estados de Santa Catarina e Paraná

Dhiego Cunha da Silva [email protected] Orientador(a): Cristina Silveira Vega (Departamento de Geologia/Universidade Federal do Paraná)

Palavras-chave: Microfosseis, Foraminíferos, Ostracoda.

Introdução Microfósseis são essenciais para elaboração de dados bioestratigráficos, reconstruções paleoambientais e análises tafonômicas de ambientes deposicionais. Quando aplicados em estudo de rochas formadas sob influência glacial, os dados obtidos a partir da análise destes organismos mostram-se excelentes ferramentas para obtenção de novas informações, como novas concepções sobre bioestratigrafia, reconstruções de paleoambientes e novos métodos de preparo de microfauna. O Paleozoico Superior da Bacia do Paraná abrange depósitos glaciais e pós-glaciais representados principalmente pelo Grupo Itararé, o qual tem seu zoneamento bioestratigráfico e reconstruções paleoambientais sugeridas principalmente pelo conteúdo palinológico e análise de macrofósseis, enquanto os microfósseis ainda são pouco explorados. A Bacia do Paraná apresenta grande extensão e é situada na porção sudeste da América do Sul e engloba seis sequências limitadas por discordâncias inter-regionais (Milani 1997). A sucessão paleozoica superior dessa bacia é a mais espessa e inclui unidades estratigráficas acumuladas em ambientes marinhos a continentais, onde localiza-se o Grupo Itararé (Castro 1991; D’Ávila 2009). Sucessivas fases de deglaciação levaram à deposição de um conjunto de estratos com mais de 1300 m de espessura constituído por depósitos principalmente marinhos do Grupo Itararé (Vesely & Assine 2006). Este grupo foi diferenciado por Schneider et al. (1974), em ordem estratigráfica, nas formações Campo do Tenente, Mafra e Rio do Sul (Figura 1) (nomenclatura adotada nesta pesquisa), correspondentes na revisão de França & Potter (1988) às formações Lagoa Azul, Campo Mourão e Taciba, classificação adotada posteriormente por Milani et al. (2007).

Figura 1. Tabela estratigráfica do Grupo Itararé. Adaptada de Schneider et al. (1974).

As porções inferiores do Grupo Itararé (formações Campo do Tenente e Mafra) destacam-se pela presença de fluxos gravitacionais, como turbiditos e depósitos de transporte em massa, associados à deglaciação (Vesely 2006, Carvalho & Vesely 2017; Buso et al. 2017). Por outro lado, os últimos eventos deglaciais (Formação Rio do Sul) possuem contínua evolução da deposição dentro de uma mesma sequência com os estratos inferiores da Formação Rio Bonito (Schemiko 2018), em que são relacionados depósitos marinhos profundos e transicionais-continentais. Atualmente, há poucos dados micropaleontológicos para o Grupo Itararé, sendo que as informações existentes são derivadas de trabalhos pontuais ou relatórios internos de empresas, onde raros microfósseis foram recuperados neste intervalo. Uma das possíveis causas desta baixa recuperação pode estar relacionada aos métodos de preparação aplicados, que podem ser destrutivos para alguns bioclastos. Dessa forma, propõe-se a aplicação de diferentes métodos de extração de microfósseis nos mesmos níveis estratigráficos. A aplicação de métodos de processamento adequados irá demonstrar o potencial dos microfósseis da seção estudada (Figura 2), e com isso aperfeiçoar os conhecimentos sobre a micropaleontologia do Grupo Itararé, auxiliando no entendimento da bioestratigrafia, tafonomia, paleoecologia e paleoambientes destes estratos.

Figura 2. Mapa de localização da área de estudo e local de execução das atividades.

Estado da arte Os estudos micropaleontológicos até então realizados no Grupo Itararé sempre tiveram como intuito principal o enfoque bioestratigráfico. Porém, poucas informações foram publicadas, sendo que os principais zoneamentos foram consolidados através de estudos de palinomorfos, macrofitofósseis e macroinvertebrados (Lange 1952, 1954; Rocha-Campos 1970; Rocha-Campos & Rösler, 1978; Rösler 1978; Iannuzzi & Souza 2005; Holz et al. 2010; PAULIPETRO 1981, 1982; Simões et al. 2012; Neves et al. 2014; Taboada et al. 2016, Iannuzzi 2010). Dos poucos trabalhos sobre micropaleontologia para o Grupo Itararé, elencam-se as pesquisas de Lima et al. (1976) que avaliaram os estratos do Grupo Itararé aflorantes no estado de São Paulo e Campanha et al. (1989) que balizaram suas análises em testemunhos e calhas obtidos pela PAULIPETRO (1981, Poço Piratininga 1-PA-1-SP; 1982, Poço Lagoa Azul 2-LA-1-SP). Esses estudos relatam a ocorrência de ostracodes e foraminíferos para os estratos do Paleozoico Superior da Bacia do Paraná, porém não foram realizadas inferências substanciais sobre bioestratigrafia ou paleoambientes. Outros grupos fósseis tem servido de auxílio para interpretações dos estratos do Grupo Itararé, entre eles pode-se citar conodontes (Wilner et al. 2016), escolecodontes (Ricetti e Weinschutz 2011), espículas de esponjas (Mouro et al. 2012), icnofósseis (Netto et al. 2009, Balistieri et al. 2002) e vertebrados (Malabarba 1988). Uma das principais tentativas de elaboração de um zoneamento bioestratigráfico do Grupo Itararé com base em microfósseis de parede não orgânica foi apresentada em PAULIPETRO (1981). O estudo foi realizado a partir de análises micropaleontológicas do Poço Piratininga (1-PA-1-SP), onde foi delimitada a Zona de Associação D, composta por fósseis de peixes (Paleoniscus sp. e escamas de Holmesella? sp.), ostracodes (Bythocypris? sp., Healdia? sp., Cavellina? sp.), além de foraminíferos (Rhabdammina? sp., Earlandia sp.), estes últimos presentes na transição entre o Grupo Itararé e a Formação Tatuí, correlata à Formação Rio Bonito. Além disso, considerando a revisão dos estudos bioestratigráficos que abrangem outras regiões da bacia (p. ex., Petri & Souza 1993), os quais possuem divergências com as idades radiométricas obtidas até o momento, processadas preferencialmente no estado do Rio Grande do Sul, percebe-se que há uma demanda por melhor definição cronoestratigráfica para o Paleozoico Superior da Bacia do Paraná, informação que pode ser obtida através do estudo de microfósseis. Considerando o que foi exposto, observa-se o registro de grupos de microfósseis no Grupo Itararé, especialmente foraminíferos e ostracodes, analisados sob o viés bioestratigráfico. Entretanto, esses organismos são bons indicadores paleoambientais, e este será o foco deste estudo.

Material e Métodos O projeto envolverá trabalhos de campo, coleta de amostras (micro e macro), processamento, preparação e análise principalmente da microfauna, além da análise de dados de poços já perfurados pela CPRM no Paleozoico Superior da porção leste da Bacia do Paraná (estados de Santa Catarina e Paraná), bem como poços que estão alocados nas dependências da UNC (CENPALEO, Mafra, SC). A seguir, encontram-se detalhadas as etapas envolvidas neste projeto. Os trabalhos de campo serão realizados em afloramentos do Grupo Itararé em sua porção aflorante na borda leste da Bacia do Paraná (delimitados em vermelho na Figura 2), visando a coleta de amostras com controle estratigráfico, descrição de litofácies e elaboração de perfis verticais de afloramento. Diversos métodos de análise de microfósseis serão testados. Para rochas duras, é possível utilizar a dissociação em ácido acético, para microfósseis calcários, e o tratamento HCl-HF-HCl, para microfósseis com paredes orgânicas. Microfósseis calcários serão analisados seguindo os métodos de Kennedy & Coe (2014), que envolve o congelamento e descongelamento de amostras repetidas vezes até total fragmentação das mesmas, que então são triadas em peneira granulométrica. Outra etapa adotada poderá ser a de Green (2001), onde os microfósseis são extraídos a partir do uso de peróxido de hidrogênio nas amostras. E o resíduo é triado em peneira granulométrica. Em paralelo, serão confeccionadas seções delgadas para análise de microfácies, que servirá de apoio às demais técnicas analíticas. O conceito de microfácies a ser aplicado consiste da proposta apresentada por Flügel (2012) que corresponde à classificação microscópica qualitativa e quantitativa com base em critérios sedimentológicos e paleontológicos. Por fim, para integração dos dados obtidos, poderão ser elaboradas cartas bioestratigráficas e mapas paleoambientais, utilizando softwares de expressão gráfica como Adobe Illustrator. Da mesma forma, a confecção de mapas e manipulação dos dados cartográficos será feita pelo software livre Qgis®.

Resultados Esperados A obtenção e sistematização de dados micropaleontológicos provenientes dos estratos do Grupo Itararé podem aprimorar os conhecimentos sobre aspectos sedimentológicos. Ao mesmo tempo, este trabalho pretende ampliar o conhecimento, no Grupo Itararé, de aspectos bioestratigráficos, paleoecológicos e paleoambientais. Estas informações pretendem ser publicadas em periódicos de ampla difusão, além de serem apresentadas em congressos nacionais e internacionais, a fim de contribuir com o conhecimento a respeito do Grupo Itararé.

Atividades Futuras As atividades do projeto encontram-se em fase de desenvolvimento inicial. Estão previstos para os próximos meses (julho/agosto) os primeiros trabalhos de campo, onde serão obtidas amostras para preparação em peneira e confecção de lâminas petrográficas para recuperação e interpretação de microfósseis.

Cronograma de atividades de pesquisa Trimestre de ativi- mai- ago- nov- fev- mai- ago- nov- fev- mai- ago- nov- fev- mai- ago- nov- fev- dades jul out jan abr jul out jan abr jul out jan abr jul out jan abr Levantamento bibli- ográfico Atividades de cam- po Preparação de amostras Teste de métodos de preparo Processamento e análise de dados Conclusão dos cré- ditos Submissão de artigo científico Exame de qualifica- ção Escrita da Tese Defesa da Tese

Referências. Balistieri P; Netto RG & Lavina ELC 2002. Ichnofauna from the Upper Carboniferous-Lower Permian rhythmites from Mafra, Santa Catarina State, Brazil: ichnotaxonomy. Revista Brasileira de Paleontologia, 4: 13–26. Buso VV; Aquino CD; Paim PSG; Souza PA; Mori AL; Fallgater C; Milana JP & Kneller B 2017. Late Palaeozoic glacial cycles and subcycles in western Gondwana: Correlation of surface and subsurface data of the Paraná Basin, Brazil. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. doi: 10.1016/j.palaeo.2017.09.004 Campanha VA; Saad AR; Gama Júnior EG & Puleghini Filho P 1989. A caracterização marinha do Grupo Itararé (Permocarbonífero), Bacia do Paraná. In: SIMPÓSIO DE GEOLOGIA DO SUDESTE, 1, Rio de Janeiro. Boletim de Resumos, p. 5. Carvalho AH & Vesely FF 2017. Facies relationship recorded in a Late Paleozoic fluvio-deltaic system (Paraná Basin, Brazil): insights into the timing and triggers of subaqueous sediment gravity flows. Sedimentary Geology, 352: 45-62. Castro JC 1991. A evolução dos sistemas glacial, marinho e deltaico das formações Rio do Sul e Rio Bonito/Mb. Triunfo (Eopermiano), sudeste da Bacia do Paraná. Tese, Instituto de Geociências e Ciências Exatas, Universidade Estadual Paulista, Rio Claro, 147p. D'Ávila RSF 2009. Sequências deposicionais do Grupo Itararé (Carbonífero e Eopermiano), Bacia do Paraná, na área de Doutor Pedrinho e cercanias, Santa Catarina, Brasil: turbiditos, pelitos e depósitos caóticos. Tese, Universidade do Vale do Rio dos Sinos, São Leopoldo, 245p. Flügel E 2012. Microfacies Analysis of Limestones. Springer Science & Business Media, New York, 634p. França AB & Potter PE 1988. Estratigrafia, ambiente deposicional e análise de reservatório do Grupo Itararé (Permocarbonífero), Bacia do Paraná (Parte 1). Boletim de Geociências da PETROBRAS, 2: 147–191. Green OR 2001. Practical laboratory and field techniques in Palaeobiology. Springer- Science+Business Media, Washington, 538p. Holz M; França AB; Souza PA; Iannuzzi R & Rohn R 2010. A stratigraphic chart of the Late Carboniferous/Permian succession of the eastern border of the Paraná Basin, Brazil, South America. Journal of South American Earth Sciences 29: 381–399. Iannuzzi R 2010. The flora of Early Permian coal measures from the Paraná Basin in Brazil: a review. International Journal of Coal Geology, 83: 229–247. Iannuzzi R & Souza PA 2005. Floral succession in the Lower Permian deposits of the Brazilian Paraná Basin: an up-to-date overview. New Mexico Museum of Natural History and Science Bulletin, 30: 144–149. Kennedy AE & Coe AL 2014. Development of the freeze–thaw processing technique for disaggregation of indurated mudrocks and enhanced recovery of calcareous microfossils. Journal of Micropalaeontology, 33(2): 193-203. Lange FW 1952. Revisão da fáunula marinha do folhelho Passinho. Dusenia, 3(1): 81-91. Lange FW 1954. Estratigrafia e idade geológica da Série Tubarão. Arquivos do Museu Paranaense (Série Geologia), 2: 1-22. Lima MR; Saad AR; Carvalho RG & Sanids PR 1976. Foraminíferos arenáceos e outros fósseis do Subgrupo Itararé (Neopaleozóico), Bacia do Paraná, Brasil. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 29, São Paulo. Anais, pp. 49-64. Malabarba MCL 1988. A new genus and species of stem group actinopteran fish from the Lower Permian of Santa Catarina State, Brazil. Zoological Journal of the Linnean Society, 94: 287-299. Milani EJ 1997. Evolução tectono-estratigráfica da Bacia do Paraná e seu relacionamento com a geodinâmica fanerozóica do Gondwana Sul-ocidental. Tese, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Porto Alegre, 255p. Milani EJ; Melo JHG; Souza PA; Fernandes LA & França AB 2007. Bacia do Paraná. Boletim de Geociências da Petrobrás, 15: 265–287. Mouro LD; Fernandes ACS & Rogerio DW 2012. Análise das espículas de poríferos do Afloramento Pedreira 21, Formação Rio do Sul, Itaiópolis, Santa Catarina. Paleontologia em Destaque, 27(65): 28-29. Netto RG; Balistieri PRMN; Lavina ELC & Silveira DM 2009. Ichnological signatures of shallow freshwater lakes in the glacial Itararé Group (Mafra Formation, Upper Carboniferous–Lower Permian of Paraná Basin, S Brazil). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 272: 240–255. Neves JP; Anelli LE & Simões MG 2014. Early Permian post-glacial bivalve faunas of the Itararé Group, Paraná Basin, Brazil: paleoecology and biocorrelations with South American intraplate basins. Journal of South American Earth Sciences, 52: 203–233. PAULIPETRO 1981. Resultado final das análises do Poço Piratininga nº01 (1-PA-1-SP). Relatório RT-028/81. São Paulo. PAULIPETRO 1982. Relatório final das análises do Poço Estratigráfico Lagoa Azul nº01 (2-LA-1- SP). Relatório RT-162/82. São Paulo. Petri S & Souza PA 1993. Síntese dos conhecimentos e novas concepções sobre a bioestratigrafia do Subgrupo Itararé, Bacia do Paraná, Brasil. Revista do Instituto Geológico, 14: 7–18. Ricetti JHZ & Weinschutz LC 2011. Ocorrência de escolecodontes (Annelida, Labidognatha) nas formações Mafra e Rio do Sul, Permo-Carbonífero da Bacia do Paraná, Brasil. Paleontologia em Destaque, 64: 31–32. Rocha-Campos AC 1970. Moluscos permianos da Formação Rio Bonito. Boletim do Departamento Nacional de Produção Mineral, Divisão de Geologia e Mineralogia, 251: 89p. Rocha-Campos AC & Rösler O 1978. Late Paleozoic faunal and floral successions in the Paraná Basin, southeastern Brazil. Boletim IG-USP, 9: 1-16. Rösler O 1978. The Brazilian eogondwanic floral succession. Boletim IG-USP, 9: 85-90. Schemiko DCB 2018. Relação estratigráfica entre deltas, depósitos de transporte em massa e sistemas turbidíticos da Bacia do Paraná, Paleozóico Superior, sul do Brasil. Tese, Universidade Federal do Paraná, Curitiba, 159 pp. Schneider RL; Mühlmann H; Tommasi E; Medeiros RA; Daemon RF & Nogueira AA 1974. Revisão estratigráfica da Bacia do Paraná. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 28, Porto Alegre. Anais, pp. 41-65. Simões MG; Neves JP; Anelli LE & Weinschütz LC 2012. Permian bivalves of the Taciba Formation, Itararé Group, Paraná Basin, and their biostratigraphic significance. Geologia USP, Série Científica, 12: 71–82. Taboada AC; Neves JP; Weinschütz LC; Pagani MA & Simões MG 2016. Eurydesma–Lyonia fauna (Early Permian) from the Itararé group, Paraná Basin (Brazil): a paleobiogeographic W–E trans- Gondwanan marine connection. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 449: 431–454. Vesely FF 2006. Dinâmica sedimentar e arquitetura estratigráfica do Grupo Itararé (Carbonífero- Permiano) no centro-leste da Bacia do Paraná. Tese, Universidade Federal do Paraná, Curitiba, 226 pp. Vesely FF & Assine ML 2006. Deglaciation sequences in the Permo-Carboniferous Itararé Group Paraná Basin, southern Brazil. Journal of South American Earth Sciences, 22: 156–168 Wilner E; Lemos VB & Scomazzon AK 2016. Associações naturais de conodontes Mesogondolella spp., Grupo Itararé, Cisuraliano da Bacia do Paraná. Gaea, 9: 30- 36

Dados Acadêmicos Modalidade: Doutorado até 12 meses. Data do Exame de Qualificação: 04/2021. Título original do Projeto de Pesquisa: Micropaleontologia aplicada aos estratos da borda leste do Grupo Itararé, Bacia do Paraná. Data de ingresso na Pós-Graduação: 04/2019; 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

Architecture and stacking patterns of wave-dominated coastal deposits in subsurface: implications for prediction of reservoir heterogeneity

Fábio Berton [email protected] Advisor: Fernando Farias Vesely (DEGEOL - UFPR) Co-advisors: Maria Cristina de Souza; Carlos Conforti Ferreira Guedes (DEGEOL - UFPR)

Keywords: reservoir modelling; Santos Basin; modern analogues.

Introduction Wave-dominated coastal deposits are often regarded as good potential reservoirs in petroleum geology, due to a combination of high net-to-gross, good continuity, low heterogeneity and good permo-porosity. The conditions that result in these characteristics are linked to wave action selecting grain size, increasing sorting and building laterally-elongated sand bodies that can prograde for several kms. However, this simplified and optimistic view of shallow marine reservoirs does not consider the variability of energy of depositional and erosive processes in the coastal domain, nor the influence of short-term stratigraphic cycles in the compartmentalization, architecture, size and preservation potential of the deposits. In addition, there are several limitations for the analysis of deep subsurface reservoirs, including the low resolution of seismic data, the sparsity of well data, and the dimensions of grid cells within computer models that are incompatible with detailed sediment analyses. Considering the limitations of subsurface data and models, the basic unit used for subsurface studies of shallow marine deposits is the parasequence. Parasequences are mappable in seismic and correlatable between wells, presenting different types of inter- and intra-unit heterogeneities that affect fluid flow and can be included in reservoir models. The hypothesis for investigation is that seismic and well correlation can be used for the determination of parasequence architecture and inter-parasequence heterogeneity, with dimensions and geometries that are comparable with modern analogues. In a more detailed scale, intra-parasequence prediction is more uncertain, and the use of analogues is limited for reservoir modelling. The research aims to evaluate intra- and inter-parasequence heterogeneity distribution in a coastal analog that records short-term stratigraphic stacking pattern changes due to base-level fluctuations, and how base-level trends affect reservoir architecture and distribution of inter- parasequence heterogeneities in seismic scale. The first part of the thesis, focusing on the use of Ground-penetrating radar and sedimentary analysis for the characterization of a reservoir analog in Quaternary Santos Basin exposed in the Paraná shore, was published as Berton et al. (2019). The focus of this abstract is the characterization of coastal deposits using seismic and well data, and discussions on depositional controls, preservation potential and reservoir potential in the Campanian and Eocene intervals in central-north Santos Basin, southeast Brazil.

Regional Context Santos Basin is a marginal marine basin located in southeast Brazil (Fig. 1), whose evolution is linked to the breakup of Gondwana in early Cretaceous. The evolution stages include a Cenomanian to Aptian rift phase, an Aptian to Albian evaporitic sag phase, and the development of a fully-marine passive margin from Albian to present (Moreira et al., 2007). During Turonian, regional tectonics resulted in an increase of sediment supply and onset of the Jureia progradation, persisting until late Eocene. Sediment load related to this phase affected salt migration downdip, originating mini-basins and deformation in the form of faults and arching. The Campanian interval records one of the early stages of Jureia progradation (Fig. 1), when coastal deposits were formed in the shelfal domain under predominantly normal- regressive conditions (Sombra et al., 1990). In the Merluza field area, they act as gas reservoirs in a salt- related arched structure. The Eocene interval represents the last stage of the Jureia progradation (Fig. 1), when coastal systems were formed during a period of predominant forced regressions and exposition of the shelf to erosion (Berton et al., 2016). Transgressive coastal systems were also generated locally in the Eocene interval. Figure 1. Location of the study area in central-north Santos Basin, and stratigraphic chart highlighting Campanian and Eocene intervals.

Database and Methods The area is covered by three seismic cubes extracted from two post-stack depth-migrated seismic volumes, 40 post-stack time-migrated seismic sections and 20 wells, covering an area of approximately 7000 km². Database was provided by Agência Nacional do Petróleo, Gás Natural e Biocombustíveis (ANP). The methods for seismic analysis included the mapping of clinoform rollover trends and of onlap, downlap and truncated terminations for a high-resolution stratigraphy. Based on these interpretations, reflectors were selected for horizon picking in 3D seismic. Attributes to enhance amplitude, acoustic impedance and rugosity were applied on the horizons to support interpretations, following the principles of seismic geomorphology. Well data was used to interpret the composition of the deposits using lithologic, gamma ray (GR), resistivity, density and neutron logs. Gamma ray was also used to interpret parasequences and general trends of base level fluctuation.

Results In seismic sections, the Campanian interval is composed of small-sized clinoforms and subparallel reflectors with moderate to high negative amplitudes. Clinoform rollover trajectories are predominantly ascending basinward and locally quasi-linear and ascending landward. GR log patterns are funnel- shaped to blocky, while lithologs and density-neutron plots indicate a predominantly sandy composition. In seismic horizons, peaks of high amplitude are elongated along strike (exceed 30km), linear and with a surface morphology of ridges and swales (Fig. 2). Zones of positive amplitude intercalate with the linear features and locally sinuous, strike-oriented features are observed. The shelfal domain of the Eocene interval is represented mainly by small-sized clinoforms with thin to truncated topsets and decending trajectories, and subhorizontal reflectors with ascending landward trajectories. GR logs vary between funnel-shaped and blocky in clinoforms, and bell-shaped in subhorizontal reflectors. Horizons associated to clinoforms with descending trajectories show negative strike-oriented amplitudes intersected by dip-oriented straight valleys (Fig. 2). The zones with negative amplitudes are sand-rich in well logs, and separated from each other along dip. In ascending trajectories, horizons depict positive amplitude zones bounded basinward by discontinuous, laterally-elongated zones with negative impedance contrasts. The zones with positive amplitude are muddy in well logs. Fan- shaped features with internal linear dendritic patterns are observed in the contact between the positive and negative amplitude zones (Fig. 2).

Discussions and Conclusions The Campanian shelfal reflectors are interpreted as the result of progradation of coastal systems during periods of progradation with quasi-stable to ascendant base level. The deposits that record longest distances of progradation are the ones associated to subhorizontal trajectories, coherent with periods of stable sea level when progradation predominating over aggradation. In well logs, these shelfal deposits are internally formed by sand-rich parasequences with logfacies that indicate shoreface to foreshore signatures. The patterns observed in horizons are comparable with sand-rich, prograding strandplains with internal muddy deposits in the form of interstrand marshes and small meandering fluvial channels (Fig. 2). These deposits are therefore highly homogeneous along strike and with good reservoir potential, but the absence of expressive inter-parasequence mud intervals difficult the identification of potential traps. The present-day strandplain systems from the coast of Nayarit in Mexico can be used as analogs for the strandplain systems in Campanian Santos Basin (Fig. 2). The Eocene interval records the progradation of coastal deposits during forced regressions, and also the retrogradation of the coast during transgressions. Base level falls were responsible for the complete erosion of the coastal domain, resulting in clinoforms with truncated topsets with no preservation of the shallow marine intervals. In thin topsets within descending trajectories, the deposits are sand-rich detached prograding coastal systems that were partially eroded by incised valleys (Fig. 2). The incised valleys are filled later by both fluvial and shallow marine tidally-influenced deposits, such as in the present-day coast of Guyana (Fig. 2). The patterns observed in horizons associated with transgressions are interpreted as muddy lagoons bounded basinward by sandy barrier islands and/or spits, with washover fans or tidal deltas migrating landward (Fig. 2). The potential of preservation of the coastal domain is low in this case, as wave erosion is associated with the retrogradation. Both transgressive and forced regressive sandy deposits are smaller in areal extent and probably more heterogeneous than strandplains, but could also configure reservoirs. The preliminary conclusion of the research is that a combination of seismic geomorphology and detailed well log interpretation allows the determination of parasequences, their distribution and vertical connectivity, as well as the evaluation of inter-parasequence heterogeneities. The use of seismic geomorphology combined with studies of the architecture of modern analogues and its internal heterogeneities is useful for the evaluation of the size, distribution and connectivity of sand bodies, in an intra-parasequence, inter-sand body scale of reservoir heterogeneity. More detailed analyses such as the use of outcrops to estimate intra-sand body heterogeneities are of limited application, as the data used for the visualization of deep subsurface reservoirs is limited in distribution and resolution. The uncertainty in this case is so great that the results will have little or no impact on reservoir models. Figure 2: Comparison of strandplain system from the Campanian interval (A) with present-day Nayarit coast in Mexico (B); incised valleys from the Eocene interval (C) with present-day Guiana coast (D); and lagoonal system from the Eocene interval (E) with present-day New Jersey coast in USA (F). Future Activities Future research activities include finalizing the discussion and figures of the second research paper that compose the thesis and its submission for Marine and Petroleum Geology (expected date of submission in 12/2019), as well as the integration of the two papers in the Thesis.

Acknowledgements The author acknowledges ANP for providing deep subsurface database, CNPq for research funding (projects 461650/2014-2 and 471039/2013-6), and CAPES for providing a scholarship in the 2016-2018 period. LABAP, LECOST and UFRGS are acknowledged for infrastructure and database, and PPGG and UFPR are acknowledged for institutional support.

References Berton, F., Guedes, C.C.F., Vesely, F.F., Souza, M.C., Angulo, R.J., Rosa, M.L.C.C., Barboza, E.G. 2019. Quaternary coastal plains as reservoir analogs: wave-dominated sand-body heterogeneity from outcrop and ground-penetrating radar, central Santos Basin, southeast Brazil. Sedimentary Geology 379:97-113. Berton, F., Vesely, F.F. 2016. Stratigraphic evolution of Eocene clinoforms from northern Santos Basin, offshore Brazil: evaluating controlling factors on shelf-margin growth and deep-water sedimentation. Marine and Petroleum Geology 78:356-372. 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. Sombra, C.L., Arienti, L.M., Pereira, M.J., Macedo, J.M. 1990. Parameters controlling porosity and permeability in clastic reservoirs of the Merluza deep Field, Santos Basin, Brazil. Boletim de Geociências da Petrobras 4(4):451- 466.

Academic information: Level: Doctoral. Date of Qualification Exam: (08/2018) Original research title: Comparative analysis of the stratigraphic record of coastal to shallow marine wave-dominated depositional systems from Mesozoic and Cenozoic: impacts on reservoir modelling Date of admission in the Post-Graduation Program: 04/2016; Exploratory Geology; Sedimentary Basin Analysis; Scholarship: no. 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 conceitual de circulação das águas no Sistema Aquífero Serra Geral, região da Bacia Hidrográfica do Paraná 3

Fernanda Dittmar Cardoso [email protected] Orientador(a): Prof Dr Gustavo Barbosa Athayde (LPH/UFPR) Coorientador(a): Prof Dr Otávio Licht (LPH/UFPR)

Palavras-chave: hidrogeoquímica, Sistema Aquífero Serra Geral, modelo conceitual de circulação de águas

Introdução O monitoramento da qualidade de águas subterrâneas é tão importante quanto da quantidade, já que a sua composição pode afetar a saúde humana e da biosfera como um todo. Em aquíferos fraturados, a água subterrânea percola descontinuidades horizontais e verticais em rochas ígneas e/ou metamórficas, geralmente pouco permeáveis, de maneira heterogênea e anisotrópica. Rochas vulcânicas, como basaltos, podem apresentar alta capacidade de armazenamento de água, sendo o Sistema Aquífero Serra Geral (SASG) no estado do Paraná um dos melhores do Brasil em produtividade dos poços tubulares (Santos, 2008), fornecendo água para abastecimento de cerca de 70% dos núcleos urbanos do estado (Aguasparaná, 2014). Este aquífero abrange vários estados e possui particularidades em cada região, devido à sua heterogeneidade hidrogeológica. Sob a Bacia Hidrográfica do Paraná 3 (BP3), à oeste do estado do Paraná (Figura 1), poços tubulares profundos no SASG somam 1.167 unidades, com vazão média de 11 m3/h, variando de 1 a 190 m3/h (Paraná, 2006). Tendo em vista a importância sócio-econômica e ambiental do SASG, principalmente no âmbito da BP3, se faz imprescindível um estudo detalhado de variáveis fundamentais para a gestão racional destas águas subterrâneas. A hidrogeoquímica permite avaliar a qualidade da água, caracterizar assinaturas naturais e antrópicas, além de indicar as suas principais aptidões de uso (Santos, 2008). A hipótese deste trabalho é que constituintes químicos da água subterrânea são principalmente provenientes da interação com as rochas, e que diferentes profundidades de fluxo de circulação das águas no SASG fornecem distintas composições químicas, devido ao tempo de contato água-rocha. O objetivo desta pesquisa é compreender os processos de interação das águas subterrâneas com as rochas, tendo como foco determinar as diferentes assinaturas hidroquímicas em função da profundidade do fluxo de circulação das águas, subsidiando a proposta de estabelecer um modelo hidrogeoquímico de circulação das águas subterrâneas do SASG, sob a BP3. Os objetivos específicos contemplam: • Determinar as espécies químicas predominantes nas águas subterrâneas do SASG e suas distribuições espaciais, caracterizando as influências naturais e antrópicas, classificando as águas e indicando as possíveis aptidões de uso. • Simular a interação água-rocha que ocorre no SASG por meio de ensaios de bancada, avaliando a influência da geoquímica das rochas vulcânicas da região na composição química da água subterrânea, visando calibrar o modelo hidrogeoquímico de circulação das águas no SASG. • Integrar os dados obtidos em campo, com os resultados dos ensaios em laboratório, visando a determinar o modelo hidrogeoquímico de circulação das águas subterrâneas na BP3.

Estado da arte Aquíferos fraturados, em especial aqueles formados por rochas vulcânicas, são responsáveis por fornecer água para abastecimento público em várias regiões do mundo, como Itália (Parisi et al., 2011), México (Edmunds et al., 2002), Etiópia (Demlie et al., 2008; Ytibarek et al., 2012), Sudão (Hussein e Adam, 1995), Índia (Singhal and Gupta, 1999; Sonkamble et al., 2012), Austrália (Locsey, 2004), sendo a única fonte de água para consumo em ilhas vulcânicas (Hawaii, Ilhas Canárias). A produtividade em aquíferos vulcânicos é dependente do sistema de fraturas nas rochas, decorrentes do resfriamento das rochas vulcânicas, alívio de pressão litostática e outras descontinuidades geológicas, uma vez que a porosidade primária é insignificante (Athayde, 2013; Möller et al., 2016).

Figura 1. Mapa de localização da área de estudo, Sistema Aquífero Serra Geral sob a Bacia Hidrográfica do Rio Paraná 3, no estado do Paraná, Brasil.

No Brasil, Sistema Aquífero Serra Geral (SASG) apresenta comportamento do tipo fraturado, com litologia de basaltos e diabásios, e se distribui amplamente no estado do Paraná, sendo a Bacia Hidrográfica do Rio Paraná 3 (BP3), localizada sob o SASG, considerada a região de maior potencial de produtividade de todo o aquífero, abastecendo integralmente vários municípios da região (Santos, 2008; Athayde & Athayde, 2015) (Figura 1). Nesta bacia, com precipitação média anual entre 1600 a 2000 mm, a drenagem dos rios se dá de leste para oeste, para o reservatório da Usina Hidrelétrica de Itaipu. A água da chuva levemente agressiva (pH entre 5 e 6, oxidante) que percola um aquífero causa o intemperismo das rochas, proporcionando a solubilização de elementos como cálcio, magnésio, bicarbonato e sílica (Freeze & Cherry, 1979). A mineralogia da rocha influencia na quantidade de cada elemento químico e frequentemente pode-se deduzir a rocha fonte a partir das análises físico-químicas da água. O padrão de circulação da água no aquífero também pode modificar a composição da água subterrânea, devido à variação do tempo de interação água-rocha (Athayde et al., 2015). Para auxiliar na avaliação da composição hidroquímica de um aquífero, podem ser quantificadas as concentrações de cátions e ânions, e com a determinação do elemento majoritário, é possível inferir a classe da água, por exemplo, com base na Portaria CONAMA 396/2008, que dispõe sobre a classificação e diretrizes ambientais para o enquadramento das águas subterrâneas. Em aquíferos vulcânicos, podem ocorrer a predominância de águas bicarbonatadas cálcicas e magnesianas, e bicarbonatadas sódicas (Singhal e Gupta, 1999). Com a caracterização da composição da água subterrânea, pode-se inferir qual a melhor aptidão de uso, e se há alguma contaminação antrópica ou se a fonte dos elementos químicos é natural (geológica), auxiliando na gestão consciente do aquífero. A partir de dados hidroquímicos e de profundidade de entrada de água num poço tubular profundo, é possível desenvolver um modelo hidrogeoquímico conceitual de circulação das águas, visto que ocorrem diferentes fácies hidroquímicas num aquífero, dependendo das condições do ambiente. Modelos hidrogeoquímicos conceituais em ambientes fraturados já foram realizados em diversos locais pelo globo (Bertrand et al., 2010; Yitbarek et al., 2012; Tomonaga et al., 2017; Koh et al., 2017) e no Brasil (Gastmans et al., 2016), sendo inédito no SASG na região da BP3, podendo servir de subsídio para orientação de tomadas de decisão por gestores públicos de recursos hídricos na área estudada.

Material e Métodos Serão realizadas análises químicas da água subterrânea do Sistema Aquífero Serra Geral, sob a Bacia Hidrográfica do Paraná 3, na região oeste do Estado do Paraná, em 35 poços tubulares em operação (Figura 1), pertencentes à SANEPAR (Companhia de Saneamento do Paraná) e aos sistemas autônomos municipais de saneamento. Estes pontos de amostragem foram selecionados levando em consideração a cobertura espacial da região e a localização dos poços tubulares operantes, buscando traçar perfis paralelos ao sentido de fluxo regional das águas subterrâneas e que as entradas de água interceptem diferentes litotipos. Será necessário o levantamento dos dados técnicos dos poços tubulares amostrados, para avaliar a profundidade de entradas de água. As amostragens serão realizadas a cada 12 meses, num período de 3 anos, a fim avaliar a distribuição temporal da hidroquímica. A avaliação hidroquímica será feita por meio da análise dos parâmetros e metodologias listados na Tabela 1, no laboratório de Pesquisas Hidrogeológicas (LPH) da UFPR. A identificação e quantificação destes elementos permitirá avaliar a influência das rochas do SASG na composição química das águas subterrâneas. A análise de íons como o nitrato, fosfato, cloretos e sulfatos pode também indicar eventual assinatura antrópica nas águas. Tabela 1. Parâmetros hidroquímicos a serem analisados. Fonte: APHA, 2005; Macherey-Nagel, 2018.

Em campo, por meio de uma sonda multiparâmetros serão medidas variáveis físico-químicas como temperatura, pH, condutividade elétrica, oxigênio dissolvido, STD, potencial redox e alcalinidade. Ato contínuo a coleta, as amostras serão preservadas e armazenadas até a chegada ao laboratório, seguindo o Guia Nacional de Coleta e Preservação de amostras (Brandão, 2011). Serão realizadas análises geoquímicas das rochas do aquífero a fim de verificar uma correlação com os componentes químicos encontrados na água. As rochas, já coletadas na ocasião da perfuração dos poços, serão enviadas ao laboratório, onde serão determinados os elementos da Tabela 2, por meio da técnica LA-ICP-MS (ablação a laser e espectrometria de massas com plasma indutivamente acoplado) e XRF (espectroscopia de raios X). A análise da consistência dos dados será feita pela diferença de balanço iônico (DBI), que mede a diferença relativa entre as concentrações dos íons, que deverá ser abaixo de 10%. Os dados obtidos serão comparados com valores orientadores da resolução 396/2008 do CONAMA (Conselho Nacional de Meio Ambiente), a qual dispõe sobre a classificação e diretrizes ambientais para o enquadramento das águas subterrâneas e outras providências. Para os poços destinados para abastecimento público serão utilizados os limites dispostos pela Portaria de Consolidação nº5 (2017), do Ministério da Saúde. A classificação das águas será plotada no diagrama de Piper (1945), que representa graficamente o tipo químico da água subterrânea, de acordo com o elemento quimico dissolvido majoritário. Os dados hidrogeoquímicos serão inseridos em um Sistema de Informações Geográficas (SIG), para a avaliação espacial qualitativa. Serão calculados estimadores estatísticos dos principais parâmetros hidroquímicos, o que subsidiará a confecção das legendas que serão utilizadas nos mapas de iso-concentrações. Pretende-se utilizar os intervalos de classe das legendas na escala de percentil, e para diferenciar e salientar os poços com concentrações hidroquímicas elevadas nos mapas, foram selecionados os percentis 5, 15, 25, 40, 50, 65, 75, 85, 90, 91, 93, 95, 97, 98 e os valores máximo e mínimo dos parâmetros hidroquímicos. O método de cartografar os estimadores estatísticos é recomendado no Mapeamento Geoquímico Internacional, Projeto - Global Geochemical Baselines, além de ser estabelecido pela IGCP (International Geological Correlation Project) da UNESCO e USGS (United States Geological Survey). A confecção de mapas de zoneamento hidroquímico podem indicar áreas de contaminação das águas subterrâneas ou contribuições naturais das unidades aquíferas. A avaliação da interação da água subterrânea com as rochas do SASG será feita com os dados obtidos pelas campanhas de campo e por uma simulação do comportamento hidrogeoquímico das espécies químicas em laboratório. A partir da relação entre as análises geoquímicas das rochas dos poços tubulares, das profundidades de entrada de água nestes poços, e análises hidroquímicas, será possível confeccionar um modelo hidrogeoquímico de circulação das águas no aquífero. Em laboratório, serão confeccionadas colunas, cada uma com rochas amostradas na mesma profundidade da área de captação de água nos poços. Serão utilizadas 250g de rocha triturada para preencher as colunas de percolação, feitas com materiais inertes como plástico, para evitar reações indesejadas. O contato da coluna com o ar atmosférico também será evitado, por meio de vedação, assim como a exposição ao sol. Cada tipo de rocha será caracterizado geoquimicamente antes do ensaio de solubilização dos íons. As amostras de rochas serão saturadas com 1 litro de água destilada na coluna, e após o equilíbrio, espera-se reproduzir uma água com as mesmas características hidroquímicas das amostras encontradas no aquífero. A água deve ser caracterizada por meio de uma varredura dos elementos da Tabela 1 antes de percorrer a coluna. Segundo a metodologia escolhida (Marcolan, 2009), a cada semana devem ser avaliados pH e condutividade elétrica da solução até a estabilização destes parâmetros. Após este período, a solução será coletada e os íons analisados. Tabela 2. Elementos químicos das rochas analisados por LA-ICP-MS. Limites de detecção em ppm.

Resultados e Discussão Os principais resultados desta pesquisa contribuirão para o gerenciamento das águas subterrâneas na Bacia do Paraná 3, dentre eles: mapas de zoneamento hidroquímico no aquífero Serra Geral, na BP3, considerando os valores indicativos da legislação; classificação das águas e suas aptidões de uso; assinaturas naturais e antrópicas; modelo hidrogeoquímico conceitual de circulação das águas subterrâneas no SASG, sob BP3, sustentados pelos ensaios de bancada de simulação da interação água-rocha, que pode servir como base para outros aquíferos vulcânicos ao redor do globo. Uma análise preliminar dos resultados da primeira campanha amostral, realizada em abril/2019 permitiu reconhecer que o pH da água subterrânea do SASG sob a BP3 variou de 7 a 10. A água em proximidade com o CO2 atmosférico, como em fluxos mais rasos, favorece a reação de formação do ácido carbônico, deixando o pH mais baixo. Em contrapartida, águas com maiores tempos de trânsito no aquífero podem apresentar pH mais elevado, devido ao menor aporte de CO2, e predominância de íons que influenciam no aumento do pH, como o carbonato. O teor de sólidos dissolvidos nas amostras analisadas ficou entre 53 a 580 mg L-1. As amostras com altos valores de pH e teor de sólidos dissolvidos (p.e. 580 mg L-1) são provavelmente de fluxos mais profundos e maior tempo de trânsito. Quanto mais profundo é o fluxo, maior é o tempo de contato da água com a rocha, e mais intensa é a mineralização da água (Bertolo et al., 2007). A diferença na qualidade da água devido à profundidade com que os poços são perfurados dá uma ideia da variação da composição da água subterrânea de acordo com o tempo de trânsito. Há alguns pontos na região de estudo em que o nível potenciométrico do aquífero Guarani, localizado abaixo do SASG, é acima do nível do aquífero estudado, podendo ocorrer a comunicação entre as águas dos dois aquíferos, por meio da rede de fraturas (Athayde & Athayde, 2015). O aquífero Guarani nesta região é confinado, formado por um leito arenoso da Formação Botucatu, gerando águas bastante mineralizadas com elevado tempo de trânsito, que também podem ter influenciado nos altos teores de sólidos dissolvidos encontrados nas amostras analisadas do SASG.

Conclusões Os resultados preliminares das análises hidroquímicas indicam heterogeneidade geológica no aquífero estudado, com águas subterrâneas que percolam rede de fraturas mais superficiais e também mais profundas, o que influencia na composição hidroquímica, e consequentemente na sua classe e aptidão de uso.

Atividades Futuras Estão previstas duas campanhas amostrais, em abril/2020 e abril/2021, sendo analisados todos os parâmetros da Tabela 1, plotados em ambiente SIG, com avaliação com estatística uni e multivariada (dendograma, PCA). Os ensaios de bancada para avaliação da interação água rocha serão realizados ano de 2020. Duas publicações estão previstas, uma para o final do ano de 2019, e outra para 2022.

Agradecimentos Projeto Hidrosfera e Fundação Parque Tecnológico Itaipu (FPTI) pelo financiamento, e ao Laboratório de Pesquisas Hidrogeológicas (LPH) pelas análises hidroquímicas.

Referências Aguasparana. 2014. Plano da Bacia Hidrográfica do Paraná 3. Produto 1. Características Gerais da Bacia. Disponível em: http://www.aguasparana.pr.gov.br/arquivos/File/Parana_3/plano_de_bacia/Produto_01 _Caracteristicas_Gerais_da_Bacia_BP3_2014_v07_Final.pdf. Acesso em 28 de setembro de 2018. APHA. 2005. Standard methods for the examination of water and waste water, 21st edn. Washington, DC American Public Health Association, Paul Milham. Athayde G. B., Athayde C. V. M. 2015. Hidrogeologia do Sistema Aquífero Serra Geral no Estado do Paraná. Rev Águas Subterrâneas, 29(3): 315-333. Bertolo R. A., Hirata R .C .A., Fernandes A.J. 2007. Hidrogeoquímica das águas minerais envasadas do Brasil. Revista Brasileira de Geociências, 37: 515-529. Bertrand G., Celle-Jeanton H., Huneau F., Loock S., Rénac C. 2010. Identification of different groundwater flowpaths within volcanic aquifers using natural tracers: Influence of lava flows morphology, (Argnat basin, Chaîne des Puys, France). Journal of Hydrology, 391(3–4): 223-234. Brandão C. J. 2011. Guia nacional de coleta e preservação de amostras: água, sedimento, comunidades aquáticas e efluentes líquidos. São Paulo: CETESB. Brasil, Ministério Da Saúde. 2017. Portaria de Consolidação nº5, de 128 de setembro de 2017. Consolidação das normas sobre as ações e os serviços de saúde do Sistema Único de Saúde. Brasília. Brasil. 1945. Decreto-lei Nº 7.841 de 8 de agosto de 1945. Código de Águas Minerais. Disponível em: < http://www.planalto.gov.br/ccivIl_03/Decreto-Lei/1937-1946/Del7841.htm>. Acesso em 28 de setembro de 2018. Brasil. 2008. CONAMA. Portaria nº 396 de 3 de abril de 2008. Dispõe sobre a classificação e diretrizes ambientais para o enquadramento das águas subterrâneas e dá outras providências. Diário Oficial da União, Brasília, DF. Demlie M., Wohnlich S., Ayenew T. 2008. Major ion hydrochemistry and environmental isotope signatures as a tool in assessing groundwater occurrence and its dynamics in a fractured volcanic aquifer system located within a heavily urbanized catchment, central Ethiopia. Journal of Hydrology, 353: 175–188. Edmunds W.M., Carrillo-Rivera J.J., Cardona A. 2002. Geochemical evolution of groundwater beneath Mexico City. J. Hydrol., 258: 1-24. Freeze, R.A., Cherry, J.A. 1979. Groundwater. Prentice-Hall Inc., Englewood Cliffs, 604p. Gastmans D., Hutcheon I., Menegário A., Chang H. K. 2016. Geochemical evolution of groundwater in a basaltic aquifer based on chemical and stable isotopic data: Case study from the Northeastern portion of Serra Geral Aquifer, São Paulo state (Brazil). Journal of Hydrology, 535: 598-611. Hussein M.T., Adam E.G. 1995. Water quality in the Gedaref basin, Sudan. Hydrol. Sci. J., 40: 205–216. Koh D. C., Genereux D. P., Koh G. W., Ko K. S. 2017. Relationship of groundwater geochemistry and flow to volcanic stratigraphy in basaltic aquifers affected by magmatic CO2, Jeju Island, Korea. Chemical Geology, 467: 143–158. https://doi.org/10.1016/j.chemgeo.2017.08.009 Locsey K. L. 2004. Hydrogeochemistry and hydrology of a basalt aquifer system, the Atherton Tablelands, North Queensland. PhD Thesis, Faculty of Science, Queensland University of Technology, Queensland, 168p. Macherey-Nagel. Macherey Nagel GmbH & Co. KG Web Site. Disponível em: Acesso em Dezembro/2018. Marcolan L. N. O. 2009. Investigação hidrogeoquímica do cromo no aquífero Adamantina no município de Urânia – SP. MS Dissertation, Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, São Paulo, 118p. Paraná. 2006. Superintendência de Desenvolvimento de Recursos Hídricos e Saneamento Ambiental. Banco de dados georreferenciados de poços tubulares profundos. Curitiba. Parisi S., Paternoster M., Perri F., Mongelli G. 2011. Source and mobility of minor and trace elements in a volcanic aquifer system: Mt. Vulture (southern Italy). Journal of Geochemical Exploration, 110 (3): 233-244. Santos, A.C. 2008. Noções de Hidroquímica. In: Feitosa. F.A.C. (eds.). Hidrogeologia: Conceitos e aplicações. 3 ed. Rio de Janeiro, CPRM; LABHID, p. 325-357. Singhal B.B.S., Gupta R.P. 1999. Applied Hydrogeology of Fractured Rocks. Kluwer Academic Publ., Dordrecht Sonkamble S.; Sahya A.; Mondal N. C.; Harikumar P. 2012. Appraisal and evolution of hydrochemical processes from proximity basalt and granite areas of Deccan Volcanic Province (DVP) in India. Journal of Hydrology, 438– 439: 181 – 193. Tomonaga Y., Marzocchi R., Pera S., Pfeifer H. R., Kipfer R., Decrouy L., Vennemann T. 2017. Using noble-gas and stable-isotope data to determine groundwater origin and flow regimes: Application to the Ceneri Base Tunnel (Switzerland). Journal of Hydrology, 545: 395–409. https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2016.11.043 Yitbarek A., Razack M., Ayenew T., Zemedagegnehu E., Azagegn T. 2012. Hydrogeological and hydrochemical framework of Upper Awash River basin, Ethiopia: with special emphasis on inter-basins groundwater transfer between Blue Nile and Awash Rivers. J Afr Earth Sci., 65: 46–60.

Dados Acadêmicos Modalidade: Doutorado – até 12 meses. Data do Exame de Qualificação: (abril/2021) Título original do Projeto de Pesquisa: Modelo hidrogeoquímico conceitual de circulação das águas no Sistema Aquífero Serra Geral, região da Bacia Hidrográfica do Paraná 3 Data de ingresso na Pós-Graduação: outubro/2018; Área de Concentração: Geologia Ambiental; Linha de Pesquisa: Recursos Hídricos; Possui bolsa: Sim, FPTI. 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

FAUNA E AMBIENTE DEPOSICIONAL DA FORMAÇÃO GUABIROTUBA (BACIA DE CURITIBA)

Fernando Antonio Sedor [email protected] Orientador: Dr. Rodolfo José Angulo (Departamento de Geologia/Universidade Federal do Paraná

Palavras-chave: Formação Guabirotuba, Paleógeno, Paleontologia

Introdução Durante a maior parte do Cenozoico a América do Sul permaneceu isolada, sem contato com a América do Norte e Antártida, propiciando a evolução de uma fauna peculiar de mamíferos exclusivos ou “nativos” do continente. O que se conhece sobre geocronologia, taxonomia e sucessão da fauna de mamíferos na América do Sul baseia-se em cerca de 20 unidades biocronológicas intracontinentais conhecidas como “Idades Mamíferos Terrestres Sul-Americanos” – SALMAs (Simpson 1948 e 1967, Patterson e Pascual 1968, Marshall 1985, Marshall et al. 1983, Macfadden 1985, Pascual e Ortiz- Jaureguizar 1990, Flynn e Swisher 1995, Pascual et al. 1996, Woodburne et al. 2014). Existem lacunas temporais e geográficas consideráveis no registro paleontológico do Paleógeno sul-americano e, com exceção das faunas de Tiupampa e Itaboraí, o conhecimento sobre as SALMAs paleógenas fundamenta-se em registros advindos de regiões de alta latitude (entre 23,5ºS e 90ºS) do continente sul- americano, especialmente a Patagônia argentina. As recentes descobertas de localidades fossilíferas paleógenas como Santa Rosa, Tinguiririca e Contamana, a revisão de localidades anteriormente conhecidas como Gran Barranca e Las Flores, além de achados como o da Formação Geste (Garcia López e Babot 2015), Itaboraí (Oliveira e Goin 2011) e Guabirotuba (Sedor et al. 2017) tem melhorado consideravelmente o conhecimento sobre sistemática, biogeografia, bioestratigrafia e geocronologia dos mamíferos paleógenos. No Brasil, mamíferos fósseis do Paleogeno são registrados apenas para as bacias de Itaboraí, RJ (Eoceno inferior), Taubaté, SP (Oligoceno-Mioceno Superior) e Curitiba, PR (Formação Guabirotuba - Eoceno médio-superior). A Bacia de Curitiba foi considerada afossilífera até a década de 80, quando foram encontrados microfósseis (Azevedo 1981, Salamuni 1998). Em 2010, Liccardo e Weinschütz registram um dente atribuído a um crocodiliforme (Sebecidae), seguido por Rogério et al. (2012) que descreveram fragmentos de carapaça de tartarugas aquáticas e posteriormente Sedor et al. (2014a,b), Silva et al. (2014a, 2014b) e Dias et al. (2014) notificam uma diversificada fauna que reúne invertebrados, vertebrados e icnofósseis. Mais recentemente, Sedor et al. (2017) descrevem e denominam a assembleia de mamíferos como “Fauna Guabirotuba”, com base em metatérios, ungulados e xenartros. Todos os fósseis de vertebrados registrados para a Formação Guabirotuba provêm de uma única localidade, denominada “Geossítio Bacia Sedimentar de Curitiba 1” (GBSC1), situada na margem da rodovia BR 277 - Contorno Sul da cidade de Curitiba, Paraná - 25º30’30” S e 49º20’30” W (Fig. 1). Oliveira (1927) fez a primeira menção aos sedimentos da Bacia de Curitiba e, posteriormente outros autores realizaram estudos significativos sobre a proveniência dos sedimentos, estratigrafia e tectônica (e.g. Maack 1947, Salamuni 1998, Salamuni et al. 2004, Machado et al. 2012). Becker (1982) subdividiu a bacia nas formações Guabirotuba, Tingüis e Boqueirão, mas para Salamuni (1998), sugere que formalmente apenas as formações Guabirotuba e Tingüis seriam aceitas. A Bacia de Curitiba situa-se na porção mais meridional do “Sistema de Rifte Continental Cenozoico do Sudeste do Brasil” (Riccomini et al. 2004, Almeida 1976) e abrange 3.000 km2, com espessura máxima preservada de 90m (Lima et al. 2013). A Formação Guabirotuba foi formalmente definida por Bigarella et al. (1961). Para Lima et al. (2013) o contexto deposicional era de planície de inundação com condições climáticas predominantemente úmidas, com alternância de períodos mais secos, o que também foi corroborado por Rogério et al. (2012) e Garcia et al.(2013) e que, portanto, indicam condições mais úmidas que as propostas anteriormente (e.g. Bigarella et al. 1961, Becker 1982). Devido à falta de dados cronológicos precisos, a idade de deposição da Formação Guabirotuba tem sido controversa, abrangendo desde o Oligoceno ao Pleistoceno (e.g. Maack 1947, Bigarella et al. 1961, Bigarella e Salamuni 1962, Becker 1982, Salamuni 1998, Coimbra et al. 1995, Salamuni et al. 2003). A descoberta da “Fauna Guabirotuba”, descrita por Sedor et al. (2017), possibilita a correlação temporal com outras localidades da América do Sul e diminui a amplitude temporal para Eoceno médio- superior (Barrancano SALMAs).

Fig. 1: Mapa com distribuição da Formação Guabirotuba, Bacia de Curitiba, indicando a localização do “Geossítio Bacia Sedimentar de Curitiba 1” (GBSC 1).

Estudos que abordam tafocenoses paleógenas continentais na América do Sul são escassos (Bergqvist e Almeida 2001, Bergqvist et al. 2011, Cunha 2016). As descobertas paleontológicas na Formação Guabirotuba, no afloramento GBSC1, tornaram esta unidade de grande relevância para estudos paleoambientais, geocronológicos e bioestratigráficos no contexto regional, nacional e internacional. Fazem-se necessários estudos mais aprofundados quanto à interpretação paleoambiental, idade e fauna associada utilizando informações sedimentológicas, tafonômicas e paleontológicas que ampliem o conhecimento sobre o ambiente deposicional e os processos sedimentares nele atuantes. O uso de novas abordagens e técnicas sedimentológicas, tafonômicas e paleofaunísticas relacionadas à diagênese dos fósseis confirmam as interpretações feitas anteriormente por outros autores acerca do paleoambiente, idade, clima e fauna associada da Formação Guabirotuba, em particular os obtidos no afloramento fossilífero GBSC1. O principal objetivo é dar continuidade à análise paleoambiental da Formação Guabirotuba e tafonômica dos fósseis desta unidade, buscando evidências que permitam melhorar o conhecimento sobre o ambiente deposicional, paleoclima e modo de vida dos organismos, para melhor relacioná-los ao contexto deposicional. Os objetivos específicos são: 1. Análise de fácies, associação de fácies e arquitetura deposicional do sitio GBSC1; 2. Prospectar e analisar indicadores paleontológicos (pólen, esponjas de água doce etc.) para interpretação paleoambiental; 3. Utilizar difratometria de Raios X buscando alterações da constituição original dos materiais ósseos; 4. Analisar a constituição do cimento e preenchimento mineral dos interstícios dos ossos e sua relação com as fases tafonômicas a partir de lâminas petrográficas; 5. Dar continuidade aos estudos taxonômicos de vertebrados da Formação Guabirotuba para refinamento da idade proposta.

Estado da arte As interpretações relacionadas com contexto deposicional da Formação Guabirotuba não tem sido abordadas com a perspectiva da aplicação dos conceitos mais modernos de análises de fácies e associação de fácies como os propostos por Walker (1992) e Posamentier e Walker (2006) visando à compreensão dos processos sedimentares envolvidos. A nova fauna de mamíferos descrita por Sedor et al. (2017) abre a possibilidade de sua correlação com faunas de outras localidades paleógenas sul-americanas e, segundo os autores, a baixa similaridade entre a Fauna Guabirotuba e outras faunas da América do Sul decorre, principalmente da incerteza taxonômica sobre muitos espécimes e da presença de novos táxons (e.g. cingulados e metaterianos) que ainda precisam ser descritos para o refinamento da idade pois, até então, não existiam elementos disponíveis para uma correlação cronológica mais precisa.

Material e Métodos O principal método consiste em aplicar os conceitos de análises de fácies e associação de fácies (Walker 1992; Posamentier e Walker 2006) para a Formação Guabirotuba. Serão realizadas descrições de afloramentos e, análises sedimentológicas para subsidiar o refinamento tafonômico, como proposto e utilizado por Behrensmeyer (1978, 1982, 1988, 1991), Kidwell e Behrensmeyer (1993), Lyman (1994), Montalvo et al. (2005 e 2015), Montalvo (2011) e Fernández-Jalvo et al. (2016). Serão priorizados os estudos sobre os fósseis de testudines e mamíferos, em especial os cingulados, por serem mais abundantes e melhores indicadores de condições ambientais. O material para os estudos sedimentológicos, indicadores paleontológicos (pólen, esponjas de água doce etc.), constituição do cimento e preenchimento mineral dos interstícios dos ossos e amostras para lâminas petrográficas e difratometria de Raios X será obtido com novos trabalhos de campo e com os estudos de materiais já coletados e depositados na coleção de Paleontologia do Museu de Ciências Naturais (MCN-SCB-UFPR) da Universidade Federal do Paraná. A coleta e a preparação dos fósseis deverão seguir as técnicas convencionais da Paleontologia (e.g. Raup e Stanley 1971, Leiggi e May 1994). Os exemplares deverão ser preparados mecanicamente sob microscópio estereoscópico com o uso de consolidantes e cola como o Paraloid (B-72) e Butwar (B-76). Os espécimes deverão ser fotografados para documentação e estudo de grau de transporte, tipo de fraturas, preenchimento etc. As mensurações serão realizadas com um paquímetro e expressadas em milímetros (mm). Serão utilizadas imagens de radiografias e tomografias computadorizadas para possibilitar que sejam determinados ao menor nível taxonômico. A determinação taxionômica será realizada por comparação com a literatura e com réplicas e espécimes de coleções paleontológicas brasileiras e do exterior. Para a terminologia anatômica geral serão utilizados textos clássicos de Paula-Couto (1979), Flower (1885), Jayne (1898) e outros.

Resultados Até o presente realizou-se levantamento bibliográfico, cinco saídas a campo para coletas de dados paleontológicos e geológicos e preparação de material fóssil para posterior determinação taxionômica. O material fóssil para confecção das lâminas para interpretação tafonômica já se encontra coletado. Encontra-se em preparação um artigo sobre um possível novo Cingulata (Euphractinae Winge, 1923) da Formação Guabirotuba e suas implicações taxonômicas e paleoclimáticas e, já foram realizadas fotografias, radiografias e microtomografias para a sua descrição.

Atividades Futuras

Continuidade da revisão bibliográfica, seis expedições a campo para coleta de fósseis e dados tafonômicos, descrição e interpretação de associação de fáceis, amostragem sedimentológica, preparação de material fóssil para refinamento taxonômico, preparação de amostras para MEV e difratometria de RX, consulta a coleções científicas no Brasil e exterior para comparação, identificação anatômica e determinação taxionômica dos fósseis, preparação e interpretação de lâminas petrográficas, redação e publicação do primeiro artigo até junho de 2020 e previsão de redação e publicação do segundo artigo até junho de 2021.

Agradecimentos O autor agradece ao Curso de Pós-graduação em Geologia do Departamento de Geologia da Universidade Federal do Paraná pela possibilidade do desenvolvimento desta proposta e, a secção de Paleontologia do Museu de Ciências Naturais da Universidade Federal do Paraná pelo apoio, infraestrutura, como também por permitir a consulta e utilização de material fóssil da Formação Guabirotuba para desenvolvimento deste projeto.

Referências Almeida F.F.M. 1976. The system of continental rifts bordering the Santos Basin, Brazil. An Acad Bras Cienc, 48(Suppl):15–26. Azevedo, F. F. Thecamebianas e organófitas na Formação Guabirotuba. In: SBG, Simpósio Regional de Geologia, 3, 1981, Curitiba. Atas ... Curitiba, 1981. 2, p. 226-242. Becker R.M. 1982. Distribuição dos sedimentos cenozóicos na Região Metropolitana de Curitiba e sua relação com a estrutura geológica e morfológica regional. PhD thesis, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, 237 p. Behrensmeyer A. K. 1978. Taphonomic and ecologic information from bone weathering. Paleobiology, 4:150-162. Behrensmeyer A. K. 1982. Time resolution in fluvial vertebrate assemblages. Paleobiology, 8(3):211-227. Behrensmeyer A.K. 1988. Fossils in the Making. University of Chicago Press, 338 p. Behrensmeyer A.K. 1991. Terrestrial vertebrate accumulations. In: ALLISON, P.A.; BRIGGS, D.E.G. (eds.) Taphonomy: releasing the data locked in the fossil record, Plenum Press. p. 291-335. Bergqvist, L.P., Almeida, E.B. 2001. Aspectos tafonômicos observados na bacia de São José de Itaboraí, Rio de Janeiro (Paleoceno Superior). Revista Brasileira de Paleontologia, 2:133-134. Bergqvist L.P., Almeida E. B., Araújo-Júnior H. I. 2011. Tafonomia da Assembleia fossilífera de mamíferos da “Fenda 1968”, Bacia de São José de Itaboraí, Estado do Rio de Janeiro, Brasil. Revista Brasileira de Paleontologia, 14(1):75-86. Bigarella J.J., Salamuni R., Ab’ SABER N.A. 1961. Origem e ambiente de deposição da Bacia de Curitiba. Bol Par Geogr, Curitiba 4:71-81. Coimbra A.M., Sant’ana L.G., VALARELLI J.V. 1995. Bacia de Curitiba: estratigrafia e correlações regionais. In: SBG, Anais Congr Bras Geol, 35:135-137. Cunha, R.F. 2016. Contexto paleoambiental e tafonomia da assembléia fóssil da Formação Guabirotuba, Bacia de Curitiba, Paraná. Dissertação de Mestrado, Universidade Federal do Paraná, 120 p. Dias, D.D., Oliveira E.V., Silva D.D., Sedor, F.A. 2014. Paleogene Metatheria from the Guabirotuba Formation, Curitiba Basin, Paraná, Brazil: Taxonomy and Fauna Correlation. Mendoza, Argentina, Abstract IV International Palaeontological Congress, p.380. Fernández-Jalvo Y., Andrews P., Denys C., Sesé C., Stoetzel E., Marin-Monfort D., Pesquero D. 2016. Taphonomy for taxonomists: Implications of predation in small mammal studies. Quaternary Science Reviews, 139:138-157. Flynn J.J., Swisher C.C. III 1995. Cenozoic South American land mammal ages: correlation to global geochronologies. In: Berggren WA, Kent DV, Aubry M-P, Hardenbol J (eds) Geochronology, Time-scales and Global Stratigraphic Correlation: A Unified Framework for an Historical Geology. Soc Strat Geol Spec Pub 54:317–333. Flower, W.H. 1885. An Introduction Osteology of the Mammalia. Macmillan and Co, London, 383p. Garcia M.J., Lima F.M., Fernandes L.A., Melo M.S., Dino R.; Antonioli L.; Menezes J.B. 2013. Idade e palinologia da Formação Guabirotuba, Bacia de Curitiba, PR, Brasil, Rio Grande do Sul, Resumos do XXIII Congresso Brasileiro de Paleontologia/I Simpósio de Paleontologia Brasil-Portugal, 1:125. García-López D.A, Babot M.J. 2015. Notoungulate faunas of north-western Argentina: new findings of early- diverging forms from the Eocene Geste Formation, J Syst Palaeontol 13(7):727-741 doi:10.1080/14772019.2014.930527 Jayne H.O. 1898. Mammalian anatomy – Human and Comparative Anatomy: The skeleton of the Cat. Philadelphia J.B. Lippincott Company, London, 816 p. Kidwell, S.D., Behrensmeyer, A.K. 1993. Taphonomic approaches to time resolution in fossil assemblages: introduction. In: KIDWELL S.D, BEHRENSMEYER A.K. (eds.) Taphonomic Approaches to Time Resolution in Fossil Assemblages: Short Courses in Paleontology, n.6 Knoxville, Tennessee: Paleontological Society:1-8. Leiggi P., May P. 1994. Vertebrate Paleontological Techniques, Vol. 1. Cambridge University Press, New York, 380 p. Liccardo A., Weinschütz L.C. 2010. Registro inédito de fósseis de vertebrados na bacia sedimentar de Curitiba. Rev Bras Geoc, 40:330-338. Lima F.M., Fernandes L.A., Melo M.S., GÓES A.M., Machado D.A.M. 2013. Faciologia e contexto deposicional da Formação Guabirotuba, Bacia de Curitiba (PR). Braz J Geol, 43:168-184. Lyman, R. L. 1994. Vertebrate taphonomy. Cambridge, Cambridge University Press. 524p. Maack R. 1947. Breves notícias sobre a geologia dos estados do Paraná e de Santa Catarina. Arquivos de Biologia e Tecnologia, 2:63-154. MacFadden B.J. 1985. Drifting continents, mammals, and time scales: Current developments in South America. J Vertebr Paleontol, 5(2):169-174. Machado, D.A.M., Fernandes, L. A., Góes, A. M., Mesquita, M. J, LIMA, F. M. 2012. Proveniência de sedimentos da Bacia de Curitiba por estudos de minerais pesados. Revista Brasileira de Geociências, v. 42:563-572. Marshall L.G. 1985. Geo chronology and land-mammal biochronology of the Transamerican faunal interchange. In: Stehli F, Webb SD (eds) The Great American Biotic Interchange. Plenum Press, New York, pp 49-85. Marshall L.G., Hoffstetter R., Pascual R. 1983. Mammals and stratigraphy: geochronology of the continental mammal-bearing Tertiary of South America. Palaeovertebrata Mém Extra 1983:1–93. Montalvo, C.I. 2011. Assemblages of Neogene micromammals from Central Argentina. Case study and actualistic models. Ameghiniana,48(4), Suplemento–RESÚMENES. R45 Montalvo, C.I., Cerdeño, E., Alcalá, L. 2005. Análisis tafonômico de los macromamíferos del Mioceno superior de Caleufú (La Pampa, Argentina). Geogaceta, 38:115-118. Montalvo, C.I.; Tomassini, R. L.; Sostillo, R. 2015. Leftover prey remains: a new taphonomic mode from the late Miocene Cerro Azul Formation of Central Argentina. Lethaia, DOI:10.1111/let.12140. Oliveira, E.P. 1927. Geologia e recursos minerais do Paraná. Serv. Geol. Miner. Brasil, Monografia VI, 172 p. Oliveira E.V., Goin F.J. 2011. A reassessment of bunodont metatherians from the Paleogene of Itaboraí (Brazil): systematics and age of the Itaboraian SALMA. Rev Bras Paleontol, 14(2):105–136. Pascual R., Ortiz-Jaureguizar E. 1990. Evolving climates and mammal faunas in Cenozoic South America. J Human Evol, 19:23–60. Pascual R., Ortiz-Jaureguizar E., Prado J.L. 1996. Land mammals: Paradigm for Cenozoic South American geobiotic evolution. Münchner Geowissen Abhand (A) 30:265–319. Patterson B., Pascual R. 1968. The fossil mammal fauna of South America. Q Rev Biol, 43(4):409–451. Paula-Couto C. 1979. Tratado de Paleomastozoologia. Rio de Janeiro, Academia Brasileira de Ciências. 590pp. Posamentier H.W., Walker R.G. (eds). 2006. Facies models revisited. SEPM - Society for Sedimentary Geology. 532p. Raup, D.M., Stanley, S.M. 1971. Principles of Paleontology. W.H. Freeman and Company, San Francisco, 388 p. Riccomini C.; Sant´Anna L.G;, Ferrari A.L. (2004) Evolução Geológica do Rift Continental do Sudeste do Brasil. In: Mantesso Neto V, Bartorelli A, Carneiro CDR, Neves BBB (eds) Geologia do Continente Sul Americano: evolução da obra de Fernando Flávio Marques de Almeida. São Paulo, Beca Editora, pp 383-405. Riccomini, C. 1989. O Rift Continental do Sudeste do Brasil. Tese de Doutorado, Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, São Paulo. Rogério D.W., Dias E.V., Sedor F.A., Weinschütz L.C., Mouro L.D; Waichel B.L. 2012. Primeira ocorrência de Pleurodira (Testudines) para a Formação Guabirotuba, Bacia de Curitiba, Paraná, Brasil. Gaea – J Geosci., 8(2):42-46. Salamuni E. 1998. Tectônica da Bacia Sedimentar de Curitiba (PR). Tese de Doutorado, Pós-graduação em Geociências, Universidade Estadual Paulista, Rio Claro. Salamuni E., Ebert H.D., Hasui Y. 2004. Morfotectônica da Bacia Sedimentar de Curitiba. Revista Brasileira de Geociências, 34(4):469-478. Sedor F.A., Oliveira E.V., Silva D.D., Fernandes L.A., Cunha R.F., Ribeiro A.M., Dias E.V. 2014a. A new South American Paleogene fauna, Guabirotuba Formation (Curitiba, Paraná State, South of Brazil). Mendoza, Argentina, Abstract IV International Palaeontological Congress, p.614. Sedor F.A., Dias E.V., Cunha R.F., Alvarenga H. 2014b. Paleogene Phorusrhacid Bird (Aves, Phorusrhacidae) From The Guabirotuba Formation, Curitiba Basin, Paraná, South of Brazil. Mendoza, Argentina, Abstract IV International Palaeontological Congress, p.806. Sedor F.A., Oliveira EV., Silva D.D., Fernandes L.A., Cunha, R.F., Ribeiro A.M., Dias E.V. 2017. New South American Paleogene Land Mammal Fauna, Guabirotuba Formation (Southern Brazil). J Mammal Evol, 24:39– 55. DOI 10.1007/s10914-016-9364-7. Silva D.D., Ribeiro A.M., DIAS E.V., Sedor F.A. 2014a. Paleogene notoungulates from Guabirotuba Formation, Curitiba Basin, Paraná State (South of Brazil). Mendoza, Argentina, Abstract IV International Palaeontological Congress, p197. Silva D.D., Oliveira E.V., Sedor F.A. 2014b. Paleogene Cingulata from the Guabirotuba Formation: taxonomy and biostratigraphy. Mendoza, Argentina, Abstract IV International Palaeontological Congress, p.379. Simpson G.G. 1948. The beginning of the age of mammals in South America. Bull Am Mus Nat Hist, 9:1-232. Simpson G.G. 1967. The beginning of the age of mammals in South America, part 2. Bull Am Mus Nat Hist, 137:1- 259. Walker R.G. (ed.) 1992. Facies models: Response to sea level change. Geological Association of Canada. 2ed. 211p. Woodburne M.O., Goin F.J., Bond M., Carlini A.A., Gelfo J.N., López G.M., Iglesias A., Zimicz A.N. 2014. Paleogene Land Mammal Faunas of South America; a response to global climatic changes and indigenous floral diversity. J Mammal Evol, 21: 1-73.

Dados Acadêmicos Modalidade: até 12 meses; Data do Exame de Qualificação: Jan/2021 Título original do Projeto de Pesquisa: AMBIENTE DEPOSICIONAL E FAUNA ASSOCIADA DA FORMAÇÃO GUABIROTUBA Data de ingresso na Pós-Graduação: julho/2018; Área de concentração: Geologia Ambiental; Linha de Pesquisa: Geoconservação Possui bolsa: não 22º Seminário do Programa de Pós-Graduação em Geologia Departamento de Geologia - Universidade Federal do Paraná 24a28dejunhode2019 CuritibaPR

Caracterização de rochas quartzosas porosas por meio de microanálise de EBSD

Flávia Priscila Souza Afonso [email protected] Leonardo Evangelista Lagoeiro (Degeol/UFPR)

Palavras-chave: arenitos,microestruturas,porosidade. Introdução Arelaçãoentregrãosdequartzodetríticoseocimentodesílicatemimplicaçõesimportantes, poisocimentoéfrequentementeomaiorcausadordareduçãodaporosidadenosreservatóriosdeóleo egás,degradando,portantoaqualidadedosreservatóriosdehidrocarbonetos. Em rochas quartzozas, a principal causa de perda de porosidade é o cimento de quartzo (McBride 1989; Worden e Morad 2000), o qual se forma a temperaturas acima de 100˚C e cresce sintaxialmentecomoumasimplesextensãodogrãodetríticoeeventualmenteobstruiosporosentreos grãoshospedeiros.Dessaforma,assumesequequandoarenitossãosoterradosatemperaturasacima de 100˚C eles rapidamente perdem a porosidade, limitando o potencial dos reservatórios. Por outro lado, alguns tipos de arenito contém quartzo microcristalino (quartzo microcristalino definido como cristais de tamanho entre 0.510 m e mostram alta porosidade, incomum em bacias sedimentares profundas(>3500m)(Vagle et al. 1994).Éimportanteressaltarqueatributosdassuperfíciesdosgrãos (bordasdegrãos)podeminibiracimentação,preservandoportantoaporosidadedosreservatórios.Éo caso, por exemplo, da presença do quartzo microcristalino, o qual tem origem biogênica (Hendry e Trewin 1995) e ocorre como umafina cobertura de cristalitossobre oquartzo detrítico, prevenindo o crescimentodecimentoordináriodequartzo(Vagleet al .1994).Dessaforma,umamaneiradeavaliara qualidade do reservatório é caracterizálo a partir de dois aspectos importantes da diagênese: a superfícieoubordadosgrãosdetríticoseacimentação,ouseja,materialemsoluçãooqualpreenchee sela oespaçoporoso.Alémdissoé importanteconsiderarqueasdeformaçõesnaturaisderochase sedimentosaltamenteporosostendemaformarestruturasdelocalizaçãoconhecidascomobandasde deformação que variam com relação ao mecanismo de deformação e cinemática, dependendo das condiçõesexternasepropriedadesintrínsecasdomeiodeformante.SegundoFossen et al. (2007)as bandas de deformação em rochas porosas são zonas estreitas de deformação de milímetros a centímetrosecombaixodeslocamento,asquaistendemaaumentaracoesãoereduziraporosidade comparadas às fraturas comuns. Além disso, as bandas de deformação apresentam frequentemente umareduçãonaporosidadeenapermeabilidade. Observaçõesaomicroscópioótico,emboraforneçamumavisãogeraldoagregadoeseuespaço poroso, não permitem investigar os mecanismos de crescimento e seus aspectos cristalográficos. A aplicação da técnica de EBSD tem revelado feições microestruturais e cristalográficas importantes, relacionadas aos mecanismos de crescimento mineral e de suas orientações cristalográficas. Nesse sentidooEBSDéumatécnicacrucial,umavezqueatravésdelapodeseobterdadoscristalográficos essenciaisaoentendimentodosmecanismosdecrescimentodegrãosdequartzoeseucimento. Destaforma,oobjetivodestapesquisaéanalisarasrelaçõesentreosgrãosdequartzodetrítico eocimentodesílicaderochasquartzozas.Acaracterizaçãodosaspectosrelacionadosaevolução dessas rochas nos permitirá entender a relação da porosidade e permeabilidade com o cimento de sílica. Além do mais, nos permitirá realizar a caracterização das microestruturas e suas relações cristalográficas, características estas que são fundamentais para o entendimento de como varia a porosidadeemdiferentesdomíniosdasrochasemfunçãodaformação,dalocalizaçãodadeformação em bandas e como isso influencia na qualidade dos reservatórios, e ainda entender a influência das bandas de deformação dessa porosidade e de qual forma essas características influenciam na qualidadedoreservatório. As rochas análisadas são pertencentes à Formação Marizal (Bacia Tucano Sul SuperssequênciapósRifte)quecompreendearenitosbandadoseconglomeradoseoaptianosoriundos de sistemas de leques aluvias (Fambrini 2015), localizada no Estado da Bahia, Brasil (Figura 01A). Alémdesta,serãoutilizadasamostrasdoArenitoNavajoqueéumaunidadesedimentar,localizadono EstadodeUtah,EstadosUnidosdaAmérica(Figura01B)cujosarenitossãoosmaisporososdopacote eapresentambandamentodeformacionalmarcante(Fossen et al .2011).

Figura 01A. Localização da área da Formação Marizal – Bacia do Tucano Sul (Fonte: modificado de Fambrini2015);01B.LocalizaçãodaáreadoarenitoNavajo(Fonte:modificadodeFossen et al .2011). Estado da Arte O termo banda de deformação já foi utilizado em diversos campos da ciência, como por exemplo,naciênciadosmateriais(Brown et al .1968)edeformaçãocristaloplásticaderocha(Passchier e Trouw 1996). No entanto,foi aplicado pela primeira vez no contexto da deformação de arenito por Aydin e colaboradores (Aydin 1978; Aydin e Johnson 1978, 1983). Desde a primeira descrição sistemática no Planalto do Colorado no final da década de 1970, as bandas de deformação foram descobertas em arenitos porosos em todo o mundo, no espectro total dos regimes tectônicos (Aydin 1978).Acompreensãoarespeitodessasestruturasesuainfluêncianoarcabouçoestruturaldasrochas aindaestãoevoluindo,noentanto,éconhecidoquediferentestiposdebandascinemáticasapresentam diferençassignificativasemrelaçãoaosmecanismosdedeformação,alteraçãodaestruturadosporos da rocha e, portanto, porosidade e permeabilidade de possíveis rochas reservatórios (Fossen et al . 2007).Acaracterizaçãominuciosadainterferênciadasbandasdedeformaçãoemrochascompotencial reservatório necessita de uma análise estrutural e cristalográfica, que pode ser realizada através de técnicascomoaMicrotomografiacomputadorizadaeaanáliseatravésdeMEVEBSD. O avanço tecnológico na microtomografia computadorizada de raios X (microCT) permite a análise tridimensional dos poros em microescala, além de quantificações automatizadas no volume, alémdisso,aaplicaçãodosdadosdemicroCTemcálculosesimulaçõesdepermeabilidadecontribui significativamenteparaavaliaçãodopotencialdeumreservatório(ReisNeto et al .2011).Aanálisede microCTéumatécnicanãodestrutiva,quepermiteaanálisedecentenasdeseçõesmicrotomográficas evisualizaçãotridimensionalinternadasamostras,alémdequantificaçõesautomatizadasdeáreae/ou volume. No estudo da porosidade em rochas são fornecidos dados qualitativos e quantitativos relacionadosàforma,tamanho,distribuição,volume,áreaeconectividadedosporos,emmicroescala (Reis Neto et al . 2011). Além dos poros, é possível determinar contrastes de fases por densidade atômicaevazios(poros),noagregadopolicristalinoatravésdadifraçãoderaiosX. Aliada a técnica de microtomografia computadorizada, a análise de Difração de Elétrons Retroespalhados (electron backscatter diffraction EBSD) é uma técnica micro analítica para MEVs, utilizadaparaestudodaestruturacristalinaeaorientaçãocristalinadasuperfíciedaamostraatéanano escala.OEBSDforneceinformaçõesvaliosassobreamostrascristalinasepolicristalinasqueauxiliam na caracterização e compreensão das propriedades dos materiais (Moreira 2012). O EBSD fornece informações sobre a orientação cristalina local, fase, caracterização da morfologia do grão, limite de grão,bemcomotexturadeorientação,tensõesinternasedefeitosnasamostrasemuitosoutrasque podem auxiliar a entender a porosidade e permeabilidade das rochas, a interferência do cimento de sílicaeaindaainfluênciadasbandasdedeformaçãonaporosidadedestasrochas.Aindaéumatécnica poucoutilizadaparaacaracterizaçãoderochascompotenciaisreservatórios,logo,esteéumtrabalho pioneirodeaplicaçãodestatécnicaemrochasquartzosascomesteobjetivo. Materiais e Métodos Paraarealizaçãodestapesquisaserãorealizadososseguintesmétodos: Levantamento bibliográfico: Esta etapa consiste em um levantamento de estudos realizados em arenitoscompotencialpararochareservatórioqueapresentembandasdedeformação.Assimcomo, revisão bibliográfica acerca de técnicas de determinação de porosidade e permeabilidade em rochas quartzozaseaplicaçãodeestudosarespeitodacaracterizaçãodemicroestruturasatravésdeDifração deElétronsRetroespalhados. Preparação de amostras: A preparação de amostras consiste no corte, embutimento, lixamento e posteriorpolimentofísicoequímicoparaanálisedeEBSD,serãopreparadosembutimentosdasfaces bandadas e não bandadas. Para a análise de Microtomografia serão realizados cortes das faces bandadasenãobandadasdetamanhoaproximadode1cm 3. Difração de Elétrons Retroespalhados (EBSD): Nesta fase será realizada a aquisição de dados cristalográficos que auxiliarão na investigação dos mecanismos de crescimento mineral, relação de crescimentodoscristaisprimáriosesecundários,determinaçãodepossíveisfeiçõesmicroestruturaise ainda,caracterizaçãodadeformação. Microtomografia Computadorizada: Nestafaseasrochasserãocaracterizadasasestruturasinternas eexternasdasrochas,nasfacesdeformadaseindeformadas,combaseemmodelostridimensionais, geradosapartirdeumconjuntodeimagens,possibilitandoocálculodepermeabilidadeedistribuição do tamanho médio dos poros integrados a modelos tridimensionais para melhor visualização da geometriainternadasrochas. Resultados esperados O objetivo principal dessa pesquisa é avaliar a influência das bandas de deformação e do cimento de sílica entre os grãos de quartzo, na diminuição ou aumento da porosidade das rochas quartzosas. Para isso esperase ter como resultados: i) a caracterização da porosidade e permeabilidade,ii)caracterizaçãocristalográficaemicroestruturaldosgrãosdequartzo,iii)umaanálise precisa a respeito da interferência das bandas de deformação na porosidade dessas rochas e iv) qualificaressarochacomoumapossívelrochareservatório,deacordocomasinformaçõeslevantadas sobreamesma. Atividades Futuras Aspróximasetapasdestapesquisaserão: RevisãobibliográficadostrabalhosanterioresenvolvendoEBSDeainda,levantamentodetrabalhos anteriores de estudos de porosidade e permeabilidade em rochas quartzosas sem a utilização de EBSD; Preparação das amostras seguindo a sequência: corte, embutimento, polimento físico e polimento químico; AnáliseemMEVatravésdatécnicadeDifraçãodeElétronsRetroespalhados(EBSD); Escolha das áreas epreparação das amostras para análise com Microtomografia Computadorizada (MicroCT). Agradecimentos A autora agradece à UFPR pela estrutura cedida, ao programa de Pós Graduação deGeologia pela oportunidade de desenvolvimento desta pesquisa, ao Centro de Microscopia Eletrônica pela disponibilização de espaço físico, ao Instituto LACTEC/UFPR pelas análises de EBSD e a PUCRIO pelasfuturasanálisesdeMicroCT. Referências AydinA.1978.Smallfaultsformedasdeformationbandsinsandstones. Pure and Applied Geophysics , 116 :913– 930.

Aydin A.andJohnsonA.M.1978.Developmentoffaultsas zonesofdeformationbandsandasslipsurfacesin sandstones. Pure and Applied Geophysics , 116 :931–942. AydinA.andJohnsonA.M.1983.Analysisoffaultinginporoussandstones.Journal of Structural Geology , 5:19– 31.

Brown N., Duckett R.A., Ward I.M. 1968. Deformation bands in polyethylene terephthalate. British Journal of Applied Physics , 1:1369–1379.

FambriniG.2015.EstratigrafiadaBaciadeJatobá:Estadodaarte. Estudos Geológicos 1980-8208 , 25 :5376.

Fossen H., Schultz R.A., Shipton Z.K., Mair K. 2007. Deformation bands in sandstone review. Journal of the Geological Society , 164 :755769.

FossenH.,SchultzR.,TorabiA.2011.ConditionsandimplicationsforcompactionbandformationintheNavajo Sandstone,Utah. Journal of Structural Geology . 33 :14771490.

Hendry J.P. and Trewin N.H. 1995. Authigenic quartz microfabrics in Cretaceous turbidites Evidence for silica transfer processes in sandstones. Journal of Sedimentary Research , Section A: Sedimentary Petrology and Processes,65 :380392. McBrideE.F.1989.Quartzcementinsandstones:areview. Journal of Sedimentary Petrology , 26 :69112. Moreira B.B. 2012. A Transformada de Hough aplicada à difração de elétrons retroespalhados . Monografia. InstitutodeCiênciasExatas,UniversidadeFederaldeMinasGerais,BeloHorizonte,71p. PasschierC.W.andTrouwR.A.J.1996. Microtectonics .Springer,Berlin,Alemanha. ReisNetoJ.M.R.,FioriA.P.,LopesA.P.,MarcheseC.,CoelhoC.V.P.,VasconcelloE.M.G.,SilvaG.F.,SecchiR. 2011. A microtomografia computadorizada de raios x integrada à petrografia no estudo tridimensional de porosidadeemrochas. Revista Brasileira de Geociências ,41 :498508. VagleG.B.,HurstA.,DypvikH.1994.OriginofquartzcementsinsomesandstonesfromtheJurassicoftheInner MorayFirth(UK). Sedimentology , 41 (2):363377. WordenR.H.andMoradS.2000.Quartzcementationinoilfieldsandstones:areviewofthekeycontroversies.In: Worden, R.H., Morad, S. (publishers) Quartz Cementation in Sandstones: International Association of Sedimentologists ,SpecialPublication, 29 :1–20. Dados Acadêmicos Modalidade:Mestrado–PIPG; Datadoexamedequalificação:06/2020; Título original do Projeto de Pesquisa: Caracterização de rochas quartzosas porosas por meio de microanálisedeEBSD; DatadeingressonaPósGraduação:04/2019; ÁreadeConcentração:Geologiaexploratória;LinhadePesquisa:EvoluçãoCrustal; Possuibolsa: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

Geofísica aplicada na exploração de ouro epitermal do alvo Torre, na Bacia de Castro-PR

Francesco Antonelli [email protected] Maximilian Fries (Unipampa) Francisco José Fonseca Ferreira (LPGA/UFPR)

Palavras-chave: geofísica de exploração, ocorrência aurífera, Bacia de Castro

Introdução Localizada no extremo oeste do Escudo Paranaense, a Bacia de Castro é composta por rochas sedimentares imaturas do Proterozóico Superior (pós-Brasiliano), cujas formações se desenvolveram ao longo do Eo-Cambriano (543 ± 2Ma) e Eo-Ordoviciano (490 ± 3Ma), durante o início da era Paleozóica (Silva 2001, CPRM 2016). Nela está inserida o Grupo Castro, formado basicamente por intercalações de rochas vulcânicas e vulcanoclásticas, predominantemente ácidas. O conjunto de sucessões finas possui cerca de 3000 m de espessura e, de acordo com (Mineropar 2006), o grupo pode ser dividido da base ao topo nas unidades: a. Associação Sedimentar Inferior (OiCsi): Arenitos arcosianos, siltitos e lamitos de planície de inundação; b. Associação Sedimentar Superior (OiCss): Conglomerados polimíticos de leques aluviais; c. Vulcânica Ácida I (OiCva2): Quartzo latitos, brechas, tufos, ignibritos; d. Vulcânica Ácida II (OiCva1): Riolitos; e. Vulcânica Ácida-Intermediária (OiCvi2): Andesitos, tufos, ignibritos e conglomerados subordinados. As ocorrências de ouro na Bacia de Castro são relatadas desde o século XVIII. No entanto, devido ao baixo teor do minério e à complexidade geológica enfrentada, nenhum projeto exploratório foi bem- sucedido até o momento. As mineralizações que ocorrem são classificadas como de sistema epitermal de baixa sulfetação (low-sulphidation), isto é, a parcela de sulfetos como mineral constituinte da rocha é menor do que 5%. Os depósitos estão associados aos domos riolíticos e às falhas normais de baixo ângulo (Seoane 1999). A área dos estudos terrestres, onde estão concentrados os sete perfis geofísicos, tem um total de 0,85 km² e está localizada no Alvo Torre (CPRM 2016), no município de Castro, sendo delimitada pelo polígono com as coordenadas 597.559E / 7.255.571N; 598.169E / 7.254.127N; 597.130E / 7.253.673N; 596.575E / 7.255.069N (sistema UTM, datum WGS 84, zona 22J).

Figura 1. Mapa geológico da Bacia de Castro (esquerda) e área selecionada para estudos terrestres com mapa de elevação (direita), no Alvo Torre. Fonte: Mineropar (2006).

O objetivo geral da pesquisa consistiu em contribuir para o refinamento geológico/estrutural e na determinação de áreas prospectivas de ouro a partir das respostas geofísicas anômalas, especificamente pela detecção de estruturas, veios associados e halos de alteração correlacionáveis à ocorrência do minério.

Estado da arte Os eventos de hidrotermalismo epitermal típico incluem, como principais processos, a formação de óxidos de ferro, silicificação e argilização. Dentre as significativas variações, estão o desequilíbrio na concentração dos radioelementos, interferência nas propriedades magnéticas, criação de zonas de alta cargabilidade e acréscimo na densidade das rochas (Allis 1990, Airo 2002, Airo e Meranen 2008). A alteração argilítica intermediária caracteriza o ambiente principal dos depósitos epitermais de baixa sulfetação e se distingue pela presença do par ilita (sericita) – adulária como produto (Hedenquist 2005). A adulária é um feldspato alcalino formado em condições de baixa temperatura, como nos veios de sistemas epitermais, presente nos processos de hidrotermalização ou de retrometamorfismo sobre feldspatos alcalinos e outros minerais aluminossilicosos potássicos. A maior presença de cristais de adulária resulta no acréscimo total do conteúdo de potássio, tornando o método gamaespectrométrico utilizável para visualizar a extensão e localização do halo hidrotermal em superfície. Como o ouro está associado a rochas que sofreram ilitização e formação de cristais de adulária, resultando maior formação de argilominerais, espera-se uma boa correlação entre os parâmetros gamaespectrométricos citados e as zonas de interesse. Além da alta amplitude na resposta gamaespectrométrica, zonas de alteração argilítica provocam, quando incentivadas por fluxos de cargas elétricas, o fenômeno de polarização de membrana, detectável pelo método da polarização induzida (IP) (Orellana 1972). Assim, as altas cargabilidades devem remeter principalmente à presença da ilita, mas pode também ser resposta de sulfetos metálicos quando forem observadas em maiores profundidades e com maior amplitude nos valores, podendo chegar facilmente na ordem de grandeza de algumas dezenas de mV/V. Essas zonas de mineralização metálica contínua ou disseminada também se distinguem por gerarem resistividade aparente mínima por serem altamente condutoras (Orellana 1972). Ainda, segundo Seoane (1999), o mineral mais magnético, a magnetita, compõe a matriz de brechas hidráulicas de composição riolítica, além dos óxidos de ferro não magnéticos hematita e goethita. Os fluidos hidrotermais percolam por zonas preferenciais, como falhas, fraturas e contatos, cujas descontinuidades estruturais e litológicas causam perturbações no sinal magnetométrico. Partindo dessa premissa, anomalias magnéticas podem ser indicativas de controles da mineralização e devem muitas vezes estar associadas com os eventos hidrotermais.

Materiais e métodos Para a realização do trabalho, foram utilizados os seguintes métodos geofísicos: 1. gamaespectrometria (aérea); 2. magnetometria (aérea e terrestre); 3. eletrorresistividade (terrestre); 4. polarização induzida (terrestre); Além disso, para a integração geológica-geofísica foram utilizadas informações dos furos de sondagem realizados pela empresa Verdau Mineração e do modelo de elevação realizado durante os levantamentos geofísicos. Para a etapa preliminar do trabalho foram utilizados dados geofísicos aeromagnetométricos e aerogamaespectrométricos do Projeto Aerogeofísico Paraná-Santa Catarina (CPRM 2011) e base de dados digitais (arquivos formato shapefile) de marcadores estruturais (http://geosgb.cprm.gov.br/downloads/). Na geofísica terrestre, assim como no levantamento topográfico, foi empregada uma amostragem de 40 pontos por linha de aquisição, espaçados regularmente a cada 25 m com cada linha orientada no sentido N60E e espaçada paralelamente em cerca de 200m entre si, totalizando uma coleta de 280 estações e 7 linhas geofísicas. Para os ensaios de eletrorresistividade e polarização induzida (IP), foi empregada a técnica do caminhamento elétrico com a configuração de arranjo dipolo-dipolo com 8 níveis de investigação, 5 linhas de 1 km de comprimento e 1 linha de 0,7 km, num total de 5,7 km de perfil geoelétrico. Todas as etapas de processamento foram realizadas através do software Oasis Montaj v.8.3.3 com auxílio das extensões “IP” e módulo de inversão “Zonge” para dados geoelétricos e da extensão magmap para dados magnetométricos.

Resultados Mapas de dados aerogamaespectrométricos do Fator F (Gnojek e Prichystal 1985) foram utilizados em escala regional a fim de se revelar os focos de alteração hidrotermal na Bacia de Castro. A aeromagnetometria em escala regional e de detalhe, através dos mapas de e Inclinação do Sinal Analítico (Tilt) (Miller e Singh 1994) e das derivadas direcionais dx, dy e dz, permitiram realçar feições estruturais, e a realização do traçado dos lineamentos magnéticos. O mapa do campo magnético anômalo (CMA) reduzido ao polo (CMA_RTP), em uma avaliação qualitativa, apresenta concordância com o mapa de susceptibilidade magnética em termos de distribuição espacial das anomalias. No alvo Torre, os mapas de amplitude do sinal analítico (ASA) e inclinação do sinal analítico (Tilt) acusam, respectivamente, uma concentração de minerais magnéticos na porção oeste do alvo Torre, que pode estar associada aos eventos geotermais, e diques não mapeados em superfície na parte nordeste e sudoeste (Figura 2). O filtro de (Nabighian 1972) sugere o delineamento do veio de quartzo-adulária através de baixos valores. O mapa do produto ISA (Miller & Singh 1994) contribuiu em recuperar o sinal referente às mineralizações próximas ao veio. Essa região, apesar de apresentar valores discretos (cerca de -50 nT) no mapa da redução ao polo (RTP) quando comparados aos fornecidos pelos diques de diabásio do Arco Ponta Grossa (cerca de 300 nT), se destaca do background da área (cerca de -95 nT). A inversão 3D com dados magnetométricos foi dada a partir do mapa Vias (Paine 2001), que revela fontes profundas e que devem remeter às intrusões de diques diabásicos (Figura 2). Além disso, o modelo sugere que as mineralizações principais estão em baixas profundidades, já que não se manifestam neste produto.

Figura 2. Mapas geofísicos magnéticos e estruturais da Bacia de Castro e do alvo Torre.

As seções IP mostram zonas de alta cargabilidade entre as estações 0-21, que estão situadas entre 0 e 500 metros no perfil, e melhor observadas entre 100-200 metros, nas linhas L1 e L2. Em L3, a anomalia mais alta atinge maiores profundidades e é verificada entre 175 e 375 metros. Os mesmos padrões podem ser observados em L4, cuja anomalia aparece no início do perfil, entre 125 e 175 metros e também no intervalo de 225-300 m em L5. Essas anomalias podem estar correlacionadas ao material de composição argilítica próximo à intrusão de quartzo, ambos com a mesma origem nos processos geotermais. As anomalias de IP que são encontradas nos primeiros níveis devem corresponder ao conteúdo de argilas presentes no solo, resultado dos processos de alteração de rochas de composição feldspática e cuja espessura atinge mais de 5 metros em alguns locais. Baixas leituras de cargabilidade com anomalias de resistividade muito altas é a assinatura geofísica presumida dos riolitos e andesitos (Figura 3). Apesar de praticamente também não geram anomalias de IP (0-3,0 mV/V), esses são diferenciados do aquífero raso nas seções de resistividade por causarem um efeito inverso, já que as zonas saturadas possuem alta condutividade (100-400 Ohm.m). Mesmo sabendo da existência da rocha andesítica em subsuperfície, não é possível separá-las nas seções geofísicas, uma vez que fornecem as mesmas respostas geoelétricas do riolito (Figura 3). A partir da inversão geofísica foram gerados dois modelos tridimensionais. Utilizando blocos de 50x50x25 m, o modelo IP 3D pôde ser construído pelo método de estimativa espacial krigagem (Figura 4). O perfil geológico elaborado a partir de amostras de testemunhos de sondagem realizado pela empresa Verdau Mineração foi comparado com o modelo de voxels e mostra concordância, apesar deste último ter resolução inferior.

(D)

Figura 3. Resultados dos dados indiretos obtidos com os métodos elétricos e com os dados diretos de furos de sondagem. Modelo de voxels de cargabilidade com corte e iso-superficie (A) e comparação entre resultados do modelo geofísico (B) e do perfil geológico (C) com recorde descrito pelo polígono com contorno em preto.

Discussões e Conclusões Mapas magnetométricos e de elevação digital do terreno contribuíram para a remoção da ambiguidade geofísica, que esteve presente nas respostas de cargabilidade. Essas duas ferramentas permitiram o traçado de lineamentos fornecendo, em conjunto com a gamaespectrometria, o conhecimento necessário para etapas prospectivas preliminares. Heterogeneidades estruturais e litológicas associadas ao ouro foram detectadas por medidas geoelétricas, sendo confirmadas por mapeamento geológico e posteriormente por furos de sondagem. O método IP mostrou-se eficaz em delinear e calcular um volume de depósito no alvo Torre que até então não se havia conhecimento. As assinaturas geofísicas e estruturais afirmam-se como potenciais indicativos de Au na Bacia de Castro, podendo o emprego dos métodos ser replicado em outras pesquisas minerais em depósitos do mesmo tipo. No entanto, para maior confiabilidade nos resultados e um aprimoramento do modelo geofísico, faz-se necessário um maior número de furos de sondagem e ampliar a área de investigação para novas etapas de aquisição geofísica.

Agradecimentos O autor agradece à empresa Verdau Mineração pela parceria no desenvolvimento do trabalho, à empresa Geokrigagem por emprestar a licença do software GEOKRIGE, ao Serviço Geológico Brasileiro (CPRM) pela disponibilização dos dados aerogeofísicos e à portaria Capes pela concessão da bolsa de estudos.

Referências Airo M.L. 2002. Aeromagnetic and aero radiometric response to hydrothermal alteration. Geological Survey of Finland, 32:273-302. Airo M.L., Mertanen S. 2008. Magnetic signatures related to orogenic gold mineralization, Central Lapland Greenstone Belt, Finland. Journal of Applied Geophysics, 64:14-24. Allis R.G. 1990. Geophysical anomalies over epithermal system. Journal of Geochemical Exploration, 36:339-374. CPRM 2011. Projeto Aerogeofísico Paraná - Santa Catarina: relatório final do levantamento e processamento dos dados magnetométricos e gamaespectrométricos, 1, Rio de Janeiro, Lasa Prospecções, 326. Gnojek I., Prichystal A. 1985. A new zinc mineralization detected by airborne gamma-ray spectrometry in northern Moravia (Czechoslovakia). Geoexploration, 23:491-502. Hedenquist J.W. 2005. Depósitos de Au e Ag-Au em veios epitermais: estilos antigos, novos alvos. Em: 1º Simpósio de Metalogenia, Gramado, Palestra. Miller H.G., Singh V. 1994. Potential field tilt – A new concept for location of potential field sources. Journal of Applied Geophysics, 32: 213-217. Mineropar 2006. Mapa Geológico do Estado do Paraná. Escala 1:250.000. Curitiba, Secretaria do Estado, da indústria, do comércio e do Turismo, 125p. Nabighian M.N. 1972. The analytic signal of two-dimensional magnetic bodies with Polygonal cross-section; its properties and use for automated anomaly interpretation. Geophysics, n. 37, p. 507–517. Orellana E. 1974. Prospección geoeléctrica por campos variables. Madrid, Paraninfo, 1, 571 p. Paine J., Haederle M., Flis M. 2001. Using transformed TMI data to invert for remanently magnetised bodies. Exploration Geophysics, 32(4): 238-242. Seoane J.C.S. 1999. Geologia do ouro epitermal de Castro. Tese de Doutorado, Universidade Federal de Campinas (Unicamp), Campinas, 216 p. Sillitoe R.H., Hedenquist J.W. 2003. Linkages between volcanotectonic settings, ore fluid composition, and epithermal precious metal deposits. J. of Society of Economic Geologysts (Spec. Publ), 10:315–343. Site: http://geosgb.cprm.gov.br/downloads/. Acesso em 30 de maio de 2019. Silva J.B.C. 1986. Reduction to the pole as an inverse problem and its application to low-latitude anomalies. Geophysics, 51:69-382.

Dados Acadêmicos Modalidade: conforme item 2 4.1 da Circular 1. Data do Exame de Qualificação: 26/06/2019 Título original do Projeto de Pesquisa: Geofísica aplicada à exploração aurífera da Bacia de Castro, alvo Torre-PR. Data de ingresso na Pós-Graduação: 04/2018; Geologia Exploratória; Análise de depósitos minerais; 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

Geologia estrutural aplicada a Geotecnia, estudo de caso na Mina de Mármore Água Boa, Almirante Tamandaré - PR

Francisco Tomio Arantes E-mail: [email protected] Orientador (Geologia/UFPR): Dr. Eduardo Salamuni Coorientador (Geologia/UFPR): Dr. rer. nat. Germán Vinueza

Palavras-chave: Estabilidade de Talude, Mineração de Mármore, Fm. Capiru.

Introdução A descontinuidade nas rochas é o principal fator de controle da estabilidade dos taludes em maciços rochosos, sendo as mais comuns as falhas, juntas, contatos litológicos e foliação metamórfica (Fiori e Carmignani 2009). O levantamento dos dados estruturais é de suma importância para a compreensão e análise de um maciço rochoso, no qual ocorrerão mudanças antrópicas, seja pela mineração ou pela construção civil. A mineração de mármore é responsável pela maior parte dos minérios lavrados no Paraná, concentrados principalmente na Região Metropolitana de Curitiba (RCM). O plano diretor de mineração RMC (MINEROPAR 2004) aponta que o mármore dolomítico é responsável por 36,5% das frentes de lavras no estado, demonstrando ampla demanda nos estudos de geotecnia e sua relevância dentro das geociências. A concentração da mineração nessa parte do estado é condicionada pela geologia da região, formada por rochas cristalinas do embasamento.

Figura 1. Mapa de localização (DNIT e IBGE 2015) e geológico (Folha Curitiba SG-22 - CPRM 2010) da Mina Água Bom, localizado a norte de Curitiba na Fm. Capiru no Município de Almirante Tamandaré – PR. A área de estudo é formada por mármores inseridos na Formação Capiru (figura 1), que compõe todos os metassedimentos do Grupo Açungui ao sul da Falha da Lancinha (Fiori 1992). Formados por uma tectônica cavalgante durante o fechamento da Bacia do Açungui, a Fm. Capiru, Fm. Votuverava e a Fm. Antinha representam as lascas que foram empilhadas com a compressão NW-SE. Durante a fase final de colisão continental foram gerados o sistema de dobramento Apiaí e a Transcorrência Lancinha, com direções NE-SW (Fiori et al. 2003). A mina é afetada diretamente por estruturas regionais, como a Falha da Lancinha e o Arco de Ponta Grossa, intensificando a geração das diversas descontinuidades que impactando na fragilidade geotécnica da área, e como consequência no planejamento do avanço da lavra. O objetivo desse trabalho é o estudo da deformação e tectônica rúptil das estruturas geológicas regionais, como ferramentas para o diagnóstico da cinemática dos taludes do maciço rochoso. Além da caracterização das principais estruturas que afetam a área e determinação das direções que tenham maior fator de segurança para o avanço da lavra (Fiori e Carmignani 2009).

Estado da arte Maciço rochoso, para Fiori e Carmignani (2009), é uma porção de rocha limitada por descontinuidades, formado por diversos blocos discretos com propriedade de rocha intactos (designação para rochas sem descontinuidades ou planos de fraqueza). Taludes para Costa (2015) é qualquer superfície em um terreno com inclinações superiores a 6º- 8º, onde podem ser divididos dois grupos, os taludes naturais (com evolução exclusiva de processos geomorfológico) e os taludes artificiais (com ação direta de agentes antrópicos). Descontinuidade é um plano de fraqueza na rocha, onde há uma descontinuação do material rochoso ao longo dessa estrutura, ocorrendo em formas diversas, como falhas, juntas, planos de acamamento, laminação, foliações, fendas, veios, diques entre outros (Fiori e Carmignani 2009). Para os mesmos autores ao se tratar da influência das descontinuidades na resistência ao cisalhamento (deslocamento), deve-se levar em conta os fatores tais como o tipo de descontinuidade, orientação (direção e mergulho), grau de alteração, abertura, espaçamento ou frequência, rugosidade e persistência. Outros fatores como a percolação de água pelas descontinuidades, fatores mineralógicos como granulometria, textura, estruturas e cimentação podem contribuir na mudança da resistência ao cisalhamento. Cinemática em Taludes, para Fiori e Carmigani (2009), refere-se ao estudo da movimentação de corpos, sem a alusão das forças condicionantes que causam sua movimentação. Esse deslocamento ocorre no momento em que as rupturas no talude são desobstruídas, pelos elementos que antes a estabilizavam. Assim, pode ser gerando quatro principais tipos de rupturas (Circulares, Planares, Cunha e Tombamento de Blocos) conforme a interação das intersecções das descontinuidades nos maciços.

Material e Métodos Para obtenção dos principais lineamentos da área de estudos foram gerados mapas temáticos, com o uso das imagens de satélites em SRTM da USGS (2019). Os dados da pesquisa foram adquiridos através do levantamento de bibliografias com estudos e guias práticos nas áreas de geotecnia, geologia estrutural, mapeamentos geológicos, levantamentos digitais e cartográficos. Para a confecção dos mapas foram geradas quatro figuras raster de relevos sombreados com pseudo- iluminação em azimute 45°, 135°, 225° e 315°, utilizando o software ArcGIS 10.6 com a ferramenta de hillshade na extensão 3D analyst. Para traçar os lineamentos, foi utilizado a escala 1:100.000 e o critério que os lineamentos deveriam estar presentes em 2 ou mais relevos sombreados. Com todos os lineamentos marcados, utilizando da ferramenta COGO do ArcGIS 10.6, foi gerado uma coluna na tabela de atributos do shapefile dos lineamentos com a direção em azimute, para separar e agrupar as diferentes famílias de lineamentos conforme sua direção. Por fim, com as famílias de lineamentos estremados, foram gerados mapas de densidades com a ferramenta Density no Spacial Analyst Tools do ArcGIS 10.6, com o objetivo de visualizar as zonas de influência dos lineamentos sobre a mina. Após a etapa de geoprocessamento, serão realizadas 3 etapas de campo de 2 semanas de duração cada, para verificar se os lineamentos presentes na escala 1:100.000 tem seu reflexo na cava. Com o uso de bússolas do tipo Clar serão obtidas as orientações espaciais (mergulho e direção) das descontinuidades presentes no maciço rochoso. Junto a esses dados serão utilizados os critérios de análise para descontinuidades de Fiori e Carmigani (2009), com a caracterização do espaçamento, persistência, rugosidade, abertura, preenchimento e grau de alteração para separação de cada família. Para estabelecer parâmetros de cinemática para os taludes do maciço, serão avaliadas a resistência da rocha ao cisalhamento utilizando os critérios de ruptura de Mohr-Coloumb. Com o uso do software Rocscience DIPS será analisado as descontinuidades descritas com o uso de esterogramas de Schmidt-Lambert para a avaliação da estabilidade decorrentes das intersecções das diferentes famílias descritas em campo. E como auxiliador, será utilizado o software Leapfrog para processamento dos dados junto ao levantamento com drones para a construção de mapas temáticos em 3D para o mapeamento geotécnico e estrutural.

Resultados Os dados obtidos até o atual momento foram a delimitação de mais de 1100 lineamentos, com tamanhos variando de 200 m até lineamentos maiores que 6 km, os quais foram separados em lineamentos NE, lineamentos NW, lineamentos NS (com variação de até 15º para W e 15º para E), lineamentos WE (com variação de até 15º para W e 15º para E) e dentre os NW foram separados os do Arco de Ponta Grossa (com direção entre N30W até N60W). Com os dados da direção, tamanho e espaçamento dos lineamentos, foram gerados os mapas temáticos (figura 2) de densidade para cada família. Assim como resultado a visualização, em maior escala, de quais lineamentos tem maior influência na área de estudo.

Figura 2. Mapas temáticos com a localização da área de estudos e a zona de influência dos diferentes tipos de lineamentos. (1) Lineamentos NW. (2) Lineamentos NE. (3) Lineamentos WE. (4) Lineamentos do Arco de Ponta grossa. (5) Lineamentos NS. (6) Relevo sombreado com pseudo-iluminação em azimute 45°. Discussões e Conclusões A área de estudos está inserida em uma longa e complexa evolução geológica, reverberando no forte controle estrutural que as rochas dessa região detêm. A Mina da Água Boa é situada próximo a duas grandes estruturas regionais, o eixo do Arco de Ponta Grossa (formando lineamentos com direção próximos a N45W) e a Zona de Cisalhamento Lancinha (formando lineamentos com direções variados NE). Essas duas grandes estruturas, são possivelmente os principais condicionantes para o comportamento geotécnico da região, controlando a estabilidade dos taludes com a interseção de ambas, junto a outras descontinuidades (contatos litológicos, falhas, acamamento etc.). Com os mapas de densidade é possível estimar quais as estruturas têm maior influência na região. Porém para a determinação dos comportamentos geotécnicos ocasionados por essas estruturas geológicas, são necessários mais dados obtidos apenas em trabalho de campo.

Atividades Futuras Realização do primeiro campo no mês 07/2019 para reconhecimento da área e obtenção de dados preliminares. Capacitação no uso dos diferentes softwares utilizados na pesquisa. Realização de campos em setembro/outubro de 2019 para levantamento das famílias de descontinuidades na mina da Água Boa.

Agradecimentos Agradecimentos a empresa Terra Rica Ind. e Com. de Calcário e Fertilizante do Solo Ltda., proprietária da mina, que cedeu o espaço para o estudo. Ao Departamento de Geologia da Universidade Federal do Paraná e o Programa da Pós-Graduação em Geologia, pela oportunidade de estudar e ofertar todos os softwares e matérias necessários para o desenvolvimento da pesquisa. Ao Dr. Eduardo Salamuni por aceitar me orientar e auxiliar com a infraestrutura e elaboração do projeto. E ao Dr. Germán Marcelo Martins Vinueza Freire por todo auxilio oferecido e coorientação.

Referências

COSTA, A.C.R. 2015. Avaliação da estabilidade de taludes em rochas de resistência elevada – um contributo. Dissertação de Mestrado, Faculdade de Ciência e Tecnologia, Universidade de Nova Lisboa, Lisboa, 182 p. DNIT (Departamento Nacional de Infraestrutura e Transportes). 2015. Arquivo em Shapefile de Rodovias do Estado do Paraná. Disponível para download no site: http://www.dnit.gov.br/mapas-multimodais/shapefiles; FIORI A.P, SALAMUNI E, FASSBINDER, E. 2003. Evolução Geológica do Grupo Açungui – PR. Atas. VII Simpósio de Geologia do Sudeste. São Paulo FIORI A.P. 1992. Evolução geológica da Bacia Açungui. Boletim Paranaense de Geociências. Curitiba -PR, 42:07- 27. FIORI, A.P. CARMIGNANI,L. 2009. Fundamentos de mecânicas dos solos e das rochas. Editora UFPR 2ºED,602p. HOEK, E., BRAY, J.W. (eds.) 1981. Rock Slope Engineering. Londres, Institution of Mining and Mettalurgy, London, 358 p. IBGE (Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística). 2015. Arquivo em shapefile de limite de municípios do Brasil. Disponível para download no site: https://mapas.ibge.gov.br/bases-e-referenciais/bases- cartograficas/malhas-digitais MINEROPAR 2004. Plano Diretor de Mineração para a Região Metropolitana de Curitiba, 2004. Disponível para download no site: http://www.mineropar.pr.gov.br/modules/conteudo/conteudo.php?conteudo=67 USGS (United States Geological Survey). 2019. Arquivo em TIF de SRTM. Disponível para download no site: https://earthexplorer.usgs.gov/

Dados Acadêmicos

Nivel: Mestrado – PIPG. Data do Exame de Qualificação: 06/2020. Data de ingresso na Pós-Graduação: 04/2019. Área de concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: Evolução Crustal. Título original do Projeto de Pesquisa: Geologia Estrutural Aplicada a Geotecnia, Estudo de Caso na Mina de Mármore Água Boa, Almirante Tamandaré – PR. 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

Título: Caracterização Isotópica e Hidrogeoquímica do Aquífero Guabirotuba no Sítio Escola do LPH

Gabriel Boscoli Polin [email protected] Orientadora: Dra. Camila de Vasconcelos Müller Athayde (LPH/Universidade Federal do Paraná)

Palavras-chave: Análise isotópica; Recarga de aquífero; Guabirotuba.

Introdução Esta pesquisa tem como objetivo aprimorar o entendimento sobre a recarga do aquífero Guabirotuba e sua interação com o ciclo da água, a partir dos métodos isotópicos, Water table fluctuations (WTF) e análises físico-químicas. O estudo é muito importante para compreensão das variáveis, mecanismos, tempo de recarga e circulação das águas no aquífero Guabirotuba, ou seja, para compreender a hidrodinâmica do aquífero no contexto do ciclo hidrológico. A formação Guabirotuba, na qual se encontra este aquífero, aflora em grande parte de Curitiba e região metropolitana (Figura 1). Está inserida dentro da Bacia de Curitiba e abrange uma área de aproximadamente 3 mil quilômetros quadrados. Esta formação, situa-se sobre o embasamento denominado Complexo Atuba e compreende argilitos, arcósios e depósitos rudáceos (Bigarella e Salamuni 1962). Os depósitos argilosos gradam de forma interdigitada ou abrupta para sedimentos mais grossos, com a intercalação de areias arcosianas e menos comum cascalheiras (Fiori e Salamuni 2012). Atinge espessura máxima, segundo Becker (1982) de 60 m a 80 m na região central, sendo a unidade sedimentar mais representativa da bacia. O armazenamento e fluxo de água neste aquífero está relacionado a porosidade natural da porção arcosiana (Müller, 2007), que segundo dados obtidos por Salamuni (1981) apresenta uma porosidade de 12%. Essas camadas exibem formas tabulares e lenticulares e em geral alternam-se com camadas de argilito, possuindo de 20% a 40 % de feldspato (Becker 1982). A espessura saturada do aquífero varia entre 18,4 m e 47m, profundidade do nível estático alternando entre 2,8 m e 34,2 m com média de 12,2 m (MMA 2015). Por conta de sua grande extensão na região metropolitana de Curitiba, posição estratigráfica e grande representatividade na Bacia de Curitiba, ela se encontra muitas vezes como a primeira formação na qual águas superficiais irão infiltrar, consequentemente podendo sofrer efeito direto da poluição como, despejo de efluentes domésticos, uso de compostos químicos em industrias e residências e poluentes presentes na água da chuva. Müller et al. (2008) a partir de seu estudo hidrogeoquímico no município de Curitiba, constatou possível - - contaminação antrópica das águas, a partir da correlação positiva entre CL e NO3 , já que não existe fonte natural para este nitrato. Maceno et al. (2009) avaliou a qualidade da água do Guabirotuba em um poço na região central de Curitiba, o qual é utilizado como recurso hídrico para a população em uma edificação não determinada. Foi detectado a partir das análises um valor elevado nas concentrações de cádmio, ultrapassando os limites definidos para fins de consumo humano. Essa alteração sugere a água da chuva como provável fonte, devido a lavagem de coberturas residenciais, na qual foi evidenciado um índice de concentração de 0,32 µg L-1 desse metal pesado, enquanto o aquífero apresentou valor de 8,7 µg L-1. A área na qual localizam-se os poços a serem estudados encontra-se dentro do Campus Centro Politécnico da Universidade Federal do Paraná, em frente ao Laboratório de Pesquisas Hidrogeológicas (LPH) (Figura 1). Foram construídos em 2017 pela empresa Gebore, apresentam profundidade máxima em torno de 7,0 m e nível estático em torno de 2,0 m.

Figura 1: Localização da Formação Guabirotuba e Sítio Escola do LPH.

Esta pesquisa visa estimar a recarga a partir de métodos manuais de water table fluctuations (WTF), técnica utilizada para designar a perspectiva do nível dentro do poço, o qual varia de acordo com a quantidade de chuva, sendo esperado uma queda no nível após um período prolongado sem chuvas, e um aumento em períodos chuvosos (Rennolls et al. 1979). Segundo Cleary (2007) a água da chuva é a fonte de recarga natural, principal para a maioria dos aquíferos. Métodos isotópicos (O e D), também serão utilizados, que segundo Gat (2002) constitui uma ferramenta útil para identificar a fonte e locais de recarga. Nas moléculas de água ocorrem isótopos de hidrogênio e oxigênio que denotam comportamento levemente diferente durante o ciclo hidrológico. Segundo Bomtempo (1999) essa concentração de isótopos depende da história dessa água, desde que saiu do oceano até sua coleta. Tornando esses isótopos ótimos traçadores naturais, o que possibilita o estudo de numerosos problemas hidrológicos. Este estudo visa auxiliar na compreensão da origem, evolução química dos constituintes presentes na água e avaliar eventuais assinaturas isotópicas diferenciadas no período analisado, bem como na determinação de contaminantes no aquífero, assim contribuir para a gestão dos recursos hídricos.

Estado da arte As técnicas isotópicas são de grande contribuição para o conhecimento dos recursos hídricos, a partir da medida da concentração de isótopos estáveis na água, que junto com dados convencionais, permite a obtenção de informações difíceis de serem obtidas ou que não são acessíveis por outros métodos. (Santiago et al. 2008). A utilização de métodos isotópicos em pesquisas hidrogeológicas iniciou-se na década de 1960, como um método complementar, com o objetivo de determinar o destino da água da chuva, e seu tempo de permanência no local de captação (McDonnell 2003). Analises de 18O e 2H tem sido a principal ferramenta para avaliação e determinação de idade, principalmente por conta de sua natureza conservadora, e facilidade no processamento de amostras tanto em campo quanto em laboratório (Vitvar et al. 2005). Os isótopos de 2H/1H e 18O/16O são utilizados principalmente na identificação de áreas de recarga; interconexão com águas superficiais; perdas em aquíferos; mecanismos de salinização; reciclagem de águas; identificação de paleoáguas (Bomtempo 1999). A correlação entre os sólidos totais dissolvidos e a assinatura isotópica pode apontar uma origem para esses constituintes, que pode ser pela evaporação da água na zona vadosa ou interação água-rocha. (Salles et al. 2017) A composição isotópica das precipitações, que posteriormente irá abastecer o aquífero, segundo Minardi e Bomtempo (2000) depende da distância dos oceanos, temperatura, latitude, altitude, evaporação, e trocas isotópicas com a atmosfera e obedece a uma equação geral, denominada linha meteórica mundial, determinada pela equação: δD = 8δ 18O + 10.

Leopoldo et al. (1982) observou valores de isótopos de oxigênio e hidrogênio na Floresta Amazônica em amostras de água da chuva e suas repartições até a água do solo. O autor subdividiu suas analises em: água da chuva, precipitação interna, água escoada pelos troncos, água do solo e água do Igarapé. Seus resultados mostram que a assinatura isotópica da chuva varia com as estações do ano, já a água do Igarapé não mostrou a mesma variação, indicando um armazenamento de grande quantidade pelo solo e uma mistura de águas. Da Silva (1983) em seu trabalho estudou os mecanismos de circulação das águas no aquífero Botucatu, a partir de estudo isotópico e hidroquímico juntamente com as características hidráulicas. Com o intuito de caracterizar os mecanismos de evolução química, relacionando a direção e sentido de fluxo ao tempo de residência, juntamente com os fenômenos modificadores da composição química da água. A origem e climas existentes na época de recarga também foi alvo de seu estudo, bem como as idades e velocidades aparentes das águas subterrâneas e estimativa de previsão para o período de recarga. Lee et al. (1999) analisou as composições de isótopos de D/H e 18O/16O, juntamente com concentrações de cloro, de amostras superficiais variadas e subterrâneas, na tentativa de quantificar a contribuição relativa para recarga do aquífero, nas estações chuvosa e de seca, e a taxa da evaporação superficial, por comparação das composições isotópicas das águas subterrâneas com os dados de precipitação. Minardi. (2006) analisou isótopos estáveis no município de Araguari-MG, com o intuito de distinguir entre as águas do aquífero Serra Geral e Bauru, e determinar os processos de recarga, origem das águas e tempo de trânsito. González-Trindad et al. (2017) objetivou caracterizar a assinatura isotópica da chuva e das águas subterrâneas, com intuito de entender os processos de escoamento subterrâneo no aquífero Calera no México e em seu entorno, e consequentemente determinar os potenciais locais de recarga e identificar as diferentes fontes de água que contribuem para o abastecimento deste. Salles et al. (2017) usou isótopos estáveis de 18O e 2H no estudo de salinização em aquíferos livres, a qual pode ocorrer por misturas com águas antigas, mistura entre aquíferos ou interação com a água do mar. Concluiu que o uso integrado de métodos isotópicos e a geoquímica é de grande importância na modelagem dos processos de salinização da água. O uso dos isótopos estáveis de oxigênio e deutério juntamente com parâmetros físicos com condutividade elétrica e parâmetros químicos, por exemplo análises de cloro, podem evidenciar uma mistura entre águas continentais e água do mar. Esse método mostrou-se muito importante pois pode sugerir a origem de diversos sais dissolvidos em água. A utilização do método WTF segundo Healy e Cook (2002) data do início da década de 1920, e desde então tem sido muito utilizado, pois o nível medido em um poço de observação representa uma extensa área de vários quilômetros quadrados e é muito utilizado como um método integrado. Nesse método o aumento do nível do poço ocorre pela recarga do aquífero a partir de água meteórica segundo Crosbie et al. (2005), que utilizou a técnica em arenitos de Tomago na Austrália, e demonstrou que é possível sua utilização para determinar recarga de aquífero, a partir de dados piezométricos em que o nível freático encontra-se próximo a superfície. O autor também observou que a recarga é muito sensível ao tempo de estudo e a porosidade especifica. Maziero (2005) utilizou este método para estimar a recarga da água subterrânea em uma área intensamente urbanizada, na região central do município de São Carlos – SP. Esta área compreende as sub-bacias do Rio Monjolinho, na qual foi estimada uma recarga de 16,4% pela precipitação. Neto e Kiang (2008) monitoraram poços do aquífero Rio Claro utilizando o método WTF para estimar a recarga anual e variação de armazenamento em subsuperfície, assim construindo uma hidrógrafa das variações sazonais. Pasini et al. (2017) quantificaram a recarga do aquífero livre no Parque Estadual do Turvo, em Derrubadas – RS. Foram coletadas amostras de água em três poços de monitoramento, e feito o cálculo das médias diárias e semanais de recarga. Portanto o estudo de isótopos dentro da hidrogeologia, aplicado junto a outros métodos, como Water Table Fluctuations e analises físico-químicas, que serão utilizados nesta pesquisa, auxiliam no entendimento de diversos processos hidrológicos e interação entre águas.

Material e Métodos A partir da análise dos dados de precipitação obtidos na estação INMET do centro politécnico, será feita a medição pluviométrica durante 12 meses e serão feitas medições semanalmente do nível freático, com intuito de que se possa estimar a recarga do aquífero, a partir da utilização do método de Water Table Fluctuations (WTF). Técnica que fornece uma estimativa de recarga do aquífero através de variações do nível no poço (USGS 2019). Sendo baseado no pressuposto de que o aumento do nível é causado pela água da chuva que recarrega o freático (Crosbie et al. 2005). Esta recarga é estimada a partir da fórmula

R(tj) = Sy ΔH(tj) onde R(tj) é a recarga, que ocorre entre o tempo t0 e tj; Sy é a porosidade efetiva; e ΔH(tj) é o máximo de subida do nível da água durante o período de recarga (USGS 2019). Mensalmente, serão coletadas amostras de chuva e do poço para análise de isótopos estáveis (18O e D) totalizando 24 amostras, sendo 12 da chuva e 12 do aquífero. Além disso, serão realizadas 4 coletas da água do aquífero para análises físico-químicas, referente a cada estação do ano. Os isótopos estáveis de 18O e D são os mais pesados de oxigênio e hidrogênio, e a disponibilidade de isótopos estáveis são medidas a partir de um espectrômetro de massa, e a razão isotópica (R) é medida a partir do enriquecimento ou empobrecimento dos isótopos das amostras, a partir do padrão (Santiago et al. 2008). Usualmente é utilizado o padrão SMOW (Standar Mean Ocean Water) determinado no trabalho de Craig (1961). Durante a passagem da água pelo aquífero sua composição isotópica é conservada, fornecendo uma assinatura, a partir da qual é possível reconhecer variações dentro do ciclo hídrico e relacionar essa água 16 com suas diferentes fases (Gat 2002). Na água coexistem principalmente moléculas do tipo ¹H2 O, e em 1 2 16 1 18 menores quantidades são encontradas moléculas H H O e H2 O. Essas moléculas têm pressão de vapor diferente, e por conta de seu fracionamento, as composições isotópicas das diversas fases são diferentes. Isso permite identificar, ao longo do ciclo hidrológico, a origem e os processos de mudança de fase (Minardi e Bomtempo 2000). A partir da análise de balanço de massa dos isótopos de oxigênio e hidrogênio, da água da chuva e do aquífero, a porcentagem de recarga referente a cada fonte pode ser determinada (Yeh et al. 2009).

Resultados Previstos A partir dos estudos espera-se determinar as características físico-químicas do aquífero, assinatura isotópica tanto das águas meteóricas quanto da água subterrânea, comparando essas assinaturas, no intuito de determinar a origem, tempo e o período de contribuição da água da chuva na recarga. Assim compreendendo melhor a interação entre as águas superficiais e subterrâneas, bem como a variação de seu nível estático ao longo de um ano hidrológico, e a velocidade de recarga.

Atividades Futuras Semanalmente será realizada, a partir de julho de 2019, medições do nível estático nos poços e pluviométrica além da primeira coleta, do total de quatro amostras de água do aquífero, uma referente a cada estação do ano, para a elaboração das análises físico-químicas, realizadas no LPH. Também serão coletadas amostras, na porção arcosiana afim de medir a porosidade especifica, efetuadas no laboratório Alpes em Curitiba. O total de 24 amostras de água, que serão enviados ao laboratório da USP ocorrerá em sequência, para a realização das análises isotópicas. Por fim a interpretação e discussão dos dados, bem como a elaboração do artigo para publicação e a entrega do trabalho prevista para fevereiro de 2021.

Agradecimentos Universidade Federal do Paraná (UFPR); Laboratório de Pesquisas Hidrogeológicos (LPH); Pós- Graduação Geologia UFPR.

Referências Becker, R. D. 1982. Distribuição dos sedimentos cenozóicos da região metropolitana de Curitiba e sua relação com a estrutura geológica e morfológica regional. Tese de doutorado. Curso de Pós-Graduação em Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, 237pp. Bigarella J.J., Salamuni R. 1962. Caracteres texturais dos sedimentos da bacia de Curitiba – Boletim da Universidade Federal do Parana, Editora UFPR, 7 (1): 164. Bomtempo V. l. 1999. Técnicas isotópicas em hidrologia e sedimentologia. In: VII CGEN- Congresso Geral de Energia Nuclear. Técnicas isotópicas em Hidrologia e Sedimentologia. Cleary, R. W. 2007. Águas Suterrâneas. Dísponivel em: http://www.clean.com.br/cleary.pdf Craig, H. 1961. Isotopic variations in: meteoric waters Science, 133, 1702–1703. https://doi.org/10.1126/science.133.3465.1702 Crosbie, R. S., Binning, P., Kalma, J. D. 2005. A time series approach to inferring groundwater recharge using the water table fluctuation method. Water Resources Research, 41(1), 1–9. https://doi.org/10.1029/2004WR003077 Da Silva, R. B. G. 1983. Estudo Hidroquímico E Isotópico Das Águas Subterrâneas Do Aquífero Botucatu No Estado De São Paulo. Tese de Doutorado. Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo 1–166. Fiori, A. P., Salamui, E. 2012. Geologia de Curitiba e Arredores. In: Negro, A., Namba, Makoto., Dyminski, A. S., Sanches, V. L., Kormann A. C. M. (eds) Twin Cities Solos das Regiões Metropolitanas de São Paulo e Curitiba, ABMS, São Paulo, pp.47-65. ISBN: 978-85-86438-40-0.

Gat, J. R. 2002. Oxygen and Hydrogen Isotopes in the Hydrologic Cycle. Annual Review of Earth and Planetary Sciences, 24(1), 225–262. https://doi.org/10.1146/annurev.earth.24.1.225 González-Trinidad, J., Pacheco-Guerrero, A., Júnez-Ferreira, H., Bautista-Capetillo, C., Hernández-Antonio, A. 2017. Identifying groundwater recharge sites through environmental stable isotopes in an alluvial aquifer. Water Switzerland, 9(8), 1–12. https://doi.org/10.3390/w9080569 Healy, R. W., Cook, P. G. 2002. Using groundwater levels to estimate recharge. Hydrogeology Journal, 10(1), 91–109. https://doi.org/10.1007/s10040-001-0178-0 Lee, K. S., Wenner, D. B., Lee, I. 1999. Using H- and O-isotopic data for estimating the relative contributions of rainy and dry season precipitation to groundwater: Example from Cheju Island, Korea. Journal of Hydrology, 222(1–4), 65–74. https://doi.org/10.1016/S0022-1694(99)00099-2 Leopoldo, P. R., Matsui, E., Salati, E., Franken, W., Ribeiro, M. N. G. 1982. Composição isotópica da água de chuva e da água do solo em floresta amazônica do tipo terra firme, região de Manaus. Acta Amazonica, 12(3), 7–13. https://doi.org/10.1590/1809-43921982123S007 Maceno, M., Machado, K. S., Velozo T. G., Rocha M. C. V., Froehner, S; J. 2009. Avaliação da Qualidade da Água do Aquífero Guabirotuba em Uma Região Central da Cidade de Curitiba, Paraná – Brasil. Anais do I Congresso Internacional de Meio Ambiente Subterrâneo, 1-10. Maziero, T. A. 2005. Monitoramento de água subterrânea em área urbana: aspectos quantitativos. Tese de Mestrado. Serviço de Pós-Graduação Escola de Engenharia de São Carlos, Universidade de São Paulo. https://doi.org/10.11606/D.18.2017.tde-06102017-154832 McDonnell, J. J. 2003. Where does water go when it rains? Moving beyond the variable source area concept of rainfall-runoff response. Hydrological Processes, 17(9), 1869–1875. https://doi.org/10.1002/hyp.5132 Minardi, P. S. P., & Bomtempo, V. 2000. Traçadores E Técnicas Isotópicas Em Hidrologia Subterrânea: a Experiência Do Cdtn/Cnen, Brasil. In: 1 Joint World Congress on Gorundwater, pp. 1–17. Minardi, P.S.P., Velásquez, L.N.M., Bomtempo, V.L., Cota, S.D.S., Rodrigues, P. C. H. 2006. Técnicas Isotópicas Aplicadas Em Estudos Hidrogeológicos No Município De Araguari, Mg. XV Congresso Brasileiro de Águas Subterrâneas, 1–11. MMA. 2015. Carta das Águas Subterrâneas do Paraná. Ministério do Meio Ambiente Secretaria de Recursos Hídricos e Ambiente Urbano, Brasília - DF, 337p. Müller C.M. 2007. Análise hidrogeoquímica no município de Curitiba – Paraná. Tese de Mestrado. Programa de Pós-graduação em Geologia, Departamento de Geologia, Universidade Federa do Paraná, 124p. Müller, C. V., Athayde, G. B., Da Rosa Filho, E., Bittencourt, A. V. L., & Hindi, E. C. 2008. Análise Hidrogeoquímica no Município de Curitiba– PR. Águas Subterrâneas, 22(1), 25–38. https://doi.org/10.14295/ras.v22i1.17021 Neto, D. C., Kiang, H. K. 2008. Aplicação Do Método De Flutuação De Nível Da Água Para a Estimativa De Recarga - Exemplo Do Aquífero Rio Claro. Águas Subterrâneas, 22(1), 39–48. https://doi.org/10.14295/ras.v22i1.8177 Pasini, F., Zachi. P., Mancuso, M. A., Camargo, M. 2017. Quantificação da Recarga da àgua Subterrânea pelo Método WTF em uma Bacia Hidrográfica Inalterada. Proceeding Series of the Brazilian Society of Computational and Applied Mathematics, 5(1), 1-2. Rennolls, K., Carnell R., Tee, V. 1980. A Descriptive Model of the Relationship between Rainfall and Soil Water Table, Journal of Hydrology 47(1–2):103–14. Salamuni R. 1981.Geologia da água subterrânea na Região Metropolitana de Curitiba. In: 3º Simpósio Regional de Geologia, V 2, 1981, Curitiba. Atas SBG, Curitiba, p. 372- 389. Salles, L. Q., Gonçalves, T. S., Leal, L. R. B., Pereira, R. G. F. A. 2017. Uso Dos Isótopos Estáveis De O18 E H2 Aplicados Ao Estudo De Salinização De Aquíferos Livres. Águas Subterrâneas, (71), 1–17. https://doi.org/10.14295/ras.v0i0.28847 Santiago, M. F., Frischkorn, H., Silva, C. M. S. V. 2008. Métodos Isotópicos. In: Feitosa, F. A. C., Filho, J. M., Feitosa, E. C., Demetrio, J. G. A. (eds.) Hidrologia Conceitos e Aplicações, 3ª ed. CPRM, Rio de Janeiro, 812p. USGS – U. S. Geological Survey 2019. Water-Table Fluctuation (WTF) Method. Dísponível em: https://water.usgs.gov/ogw/gwrp/methods/wtf/estimating_rise.html . Acessado em 01 de junho de 2019. Vitvar, T., Aggarwal, P.K., Mcdonnell, J.J. 2005. A Review of Isotope Applications in Catchment Hydrology, in: Isotopes in the Water Cycle. Springer-Verlag, Berlin/Heidelberg, pp. 151–169. doi: 10.1007/1-4020-3023-1_12 Yeh, H. F., Lee, C. H., Hsu, K. C., Chang, P. H., Wang, C. H. 2009. Using Stable Isotopes for Assessing the Hydrologic Characteristics and Sources of Groundwater Recharge. Environmental Engineering and Management Journal, 19(4), 185–191.

Dados Acadêmicos Modalidade: conforme item 4.1 da Circular 1. Data do Exame de Qualificação: (março/2021) Título original do Projeto de Pesquisa: Caracterização isotópica e hidroquímica do aquífero Guabirotuba no sítio escola do LPH. Data de ingresso na Pós-Graduação: abril/2019; Geologia Ambiental; 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

Fluxo em Aquífero Fraturado nas Rochas Vulcânicas do Sistema Aquífero Serra Geral (SASG)

Geól. Gilson Bongiolo [email protected] Orientador: Prof. Dr. Gustavo B. Athayde - Laboratório de Pesquisas Hidrogeológicas (Departamento de Geologia/ Universidade Federal do Paraná)

Palavras-chave: Hidrogeologia, Hidrogeofísica, Modelo Conceitual.

Introdução

Na região denominada Bacia do Rio Paraná 3 (BP3), compreendida entre Foz do Iguaçu, Cascavel e Guaíra no estado do Paraná as pesquisas em aquíferos fraturados, de um modo geral, tem se dedicado a investigar a produção dos poços, baseando-se na interpretação de dados de vazão e capacidade especifica, de fatores morfológicos e geológicos. Esta pesquisa visa a caracterização e entendimento do fluxo no aquífero fraturado (SASG) na bacia hidrográfica do rio São Francisco Verdadeiro (SBSFV). Esta região é amplamente explorada por poços tubulares profundos, além de abranger municípios importantes como Cascavel, Toledo e Marechal Cândido Rondon. Desta forma caracterizar o fluxo predominante na região é de extrema importância. Determinar a direção do fluxo, qualificar e quantificar as descontinuidades (tectônicas ou atectônicas) que tem maior contribuição na vazão dos poços é um grande desafio, dada a grande heterogeneidade hidrogeológica e estrutural do sistema, e em muitos casos devido a limitação de dados disponíveis. Investigações de detalhe em aquíferos fraturados, foram realizadas de forma pioneira no país e tem utilizado métodos tais como: perfilagem geofísica de poços, obturadores para testes hidráulicos (Heat Pulse FlowMeter) (Fernandes et al.,2010, Wahnfried, 2010). Para caracterizar o fluxo, serão executadas perfilagens geofísicas em oito poços tubulares profundos, além de investigação de campo com a descrição estrutural de afloramentos com a técnica scanline. Portanto, esta pesquisa visa responder as seguintes perguntas:

 Como se comporta o fluxo no Aquífero Fraturado?  Quais são as descontinuidades (tectônicas ou atectônicas) com maior contribuição na vazão do poço?  É possível entender caracterizar o fluxo no aquífero fraturado?

A área de estudo está compreendida entre as coordenadas UTM 21J 772816/ 7270782; 22J 256770/ 7237727, conforme apresentado na Figura 1.

Estado da arte

O tipo e distribuição dos aquíferos são controladas, dentre outros, pela litologia, estratigrafia e estruturas das formações geológicas. A ocorrência de água subterrânea em rochas ígneas, e metamórficas, distintas por sua porosidade e permeabilidade primárias praticamente nulas, está condicionada principalmente a sua porosidade e permeabilidade secundária, as quais são determinadas pela presença de fraturas, contatos e outras descontinuidades. Esses aquíferos podem ser denominados como “meios anisotrópicos”, podendo ser subdivididos em Aquíferos Fissurais (cuja principal aplicação ocorre no domínio das rochas ígneas e metamórficas) e Cársticos (nos quais o fluxo é condicionado pela dissolução ou ao fraturamento das rochas carbonáticas) (Costa e Da Silva, 1997). As fraturas presentes em rochas ocorrem de maneira interconectada, portanto, anteriormente a uma complexa análise em escala de campo, deve-se entender o comportamento do fluido em uma única fratura (Konzuk e Kueper, 2004). A apreciação desse funcionamento é fundamental para uma maior compreensão do complexo sistema fraturado (NRC, 1996). Além disso, o fluxo por uma única fratura é o princípio de modelos realistas de fluxo em meios fraturados (Yeo et al, 1998).

Figura 1. Localização da área de estudo no contexto da BP3 e SBSFV com os poços a serem perfilados.

Para a análise do fluxo em uma rede de fraturas, verifica-se no referencial teórico o intento de se indicar diferentes condicionantes. Entretanto, primeiramente, deve-se ressaltar que as propriedades de um conjunto de fraturas variam conforme sua escala local (de poço, detalhe, semi-detalhe, de microbacias hidrográficas ou regionais), acarretando alterações no fluxo (Fernandes, 2008). A literatura hidrogeológica dispõe de uma variedade de definições sobre modelos conceituais. Um modelo conceitual pode ser entendido como uma descrição dos fatores naturais e antropogênicos que controlam o movimento da água subterrânea (Kresic e Mikszewski, 2013). A NRC (2001, p. 12) define que um modelo conceitual consiste em: “[...] uma hipótese evolutiva de identificação de importantes feições, processos e eventos que controlam o fluxo de fluido e o transporte de contaminantes como consequência de uma área específica no contexto de um problema reconhecido”. A definição proposta por Anderson, Woessner e Hunt (2015, p. 30) contempla as diferentes fontes de dados possíveis de serem empregadas na elaboração de um modelo conceitual, definindo-o como: “[...] uma representação qualitativa do sistema de água subterrânea que está em conformidade com os princípios hidrogeológicos e se embasa em informações geológicas, geofísicas, hidrológicas, hidrogeoquímicas, entre outras”. Paillet (1991) indica que técnicas como perfilagem de calibre de poço (caliper) e perfilagem sônica se enquadram em medições geofísicas convencionais, as quais são úteis como indicativos qualitativos da distribuição das fraturas nos poços. Segundo o autor, métodos como o imageamento acústico são de grande utilidade para a caracterização de fraturas. (Novakowski et al, 2017) indicam que a identificação das fraturas e propriedades hidráulicas a partir de métodos geofísicos de poços são melhor determinadas pela utilização de perfilagem de calibre de poço (caliper), perfilagem de temperatura, condutividade, medidor de fluxo de água (flowmeter) e de imageamento (acústico, óptico e filmagem de poço). Segundo Paillet & Ollila (1994), as imagens do Acustic Televiewer (ATV) promovem uma indicação qualitativa da abertura das fraturas, pois fraturas com maior abertura supostamente ocorrem como feições maiores e mais escuras. Porém, assim como ocorre no caliper, a espessura medida através da imagem é influenciada pela perfuração do poço, uma vez que em locais onde a rocha é menos resistente (coincidentes com a presença de fraturas) ocorre alargamento das paredes do poço e, quando há alteração ao longo da fratura, essa influência é ainda maior. Os autores sugerem que informações qualitativas a respeito da abertura da fratura, obtidas através do ATV, sejam traduzidas em informações quantitativas, através de pontuações que podem ser atribuídas às feições indicativas de fluxo (e.g. espessura da fratura na imagem, grau de conectividade entre fraturas, etc.), apesar da dificuldade em quantificá-las. Apesar de uma pequena porção das fraturas (5 a 10%) identificadas como possivelmente transmissivas através desse método de pontuação (alta pontuação) serem identificadas como fraturas hidraulicamente ativas através do flowmeter, os mesmos autores não excluem a possibilidade de tais fraturas com alta pontuação serem permeáveis apenas localmente, e atribuem a ausência de fluxo ao fato de, possivelmente, essas fraturas não estarem conectadas com o principal sistema de fratura por onde ocorre o fluxo.

Material e Métodos

 Pesquisa Bibliográfica

Para verificar o estágio atual do conhecimento sobre o tema desta pesquisa, estruturou-se a revisão bibliográfica em quatro tópicos: análise do fluxo em meio fraturado, modelos conceituais de fluxo de água em aquíferos fraturados e métodos geofísicos de investigação de poços tubulares profundos e revisão dos dados geológicos.

 Aquisição de dados

A descrição de afloramentos é de extrema relevância para o conhecimento da geologia estrutural, serão visitados pontos de afloramentos ao longo das estradas e em pedreiras da região, com o intuito de comparar as estruturas de superfície com os dados adquiridos na perfilagem geofísica dos poços tubulares. Para tal os levantamentos de superfície das descontinuidades serão ao longo de uma linha continua, onde todas as descontinuidades que interceptem essa linha serão descritas em detalhe, técnica de scanline. A geofísica de poço (borehole geophysics), conforme Keys (1990, p. 1), consiste na “ciência do registro e análise das medições contínuas ou pontuais das propriedades físicas feitas em poços ou sondagens”. A geofísica de poço fornece uma informação de alta resolução sobre a localização das fraturas, litologia, propriedades do fluido e condições do poço (Day-Lewis et al, 2017). Em comparação com a análise dos testemunhos de sondagem, as perfilagens apresentam uma menor subjetividade, tendo em vista seu registro que possibilita posteriores análises (Keys, 1990). Uma mesma sonda pode realizar a medição de mais de um parâmetro, considerando a semelhança no princípio operacional. As sondas, compostas por fonte e receptor, são controladas por um guincho conectado a uma interface, a qual envia sinal através da fonte para o meio a ser estudado, conforme ilustrado na Figura 2 (Fanti, 2016). As sondas caliper, ATV, gama e flowmeter são da marca Robertson Geologging Limited. O medidor de fluxo por pulso de calor heat-pulse flowmeter – HPFM, é composto por resistência térmica que emite pulso de calor e por dois termistores, os quais captam as variações na temperatura ao longo do tempo a partir do pulso de calor emitido (Fanti, 2016).

 Analise e interpretação

De acordo com a hipótese do trabalho serão analisados e interpretados os dados adquiridos em campo e nas campanhas de perfilagem de poços para comprovação das direções preferenciais de fluxo, bem como a caracterização das descontinuidades horizontalizadas e verticalizadas, confirmando a influência delas na vazão dos poços

Figura 2. Esquema genérico do ferramental aplicado nas perfilagens geofísicas de poços profundos Fonte: Modificado de Ribeiro (2012 apud Fanti, 2016).

Resultados

Os resultados esperados pela aplicação dos métodos descritos buscarão contribuir para o melhor conhecimento do fluxo no aquífero fraturado na região da SBSFV. A seguir estão elencados alguns dos produtos que serão elaborados. • Mapa geológico estrutural da região da SBSFV, com base nos dados de campo e na revisão bibliográfica sobre o Grupo Serra Geral; • Caracterização das descontinuidades identificadas em superfície e nos poços tubulares profundos; • Caracterização da direção preferencial do fluxo no aquífero fraturado na região da SBSFV. • Modelo conceitual aprimorado de circulação das águas subterrâneas em aquífero fraturado na região da SBSFV.

Atividades Futuras

Para realização das perfilagens geofísicas dos poços profundos estão previstas saídas de campo, trimestrais e concomitantemente serão realizadas investigações de campo nos afloramentos rochosos, em pedreiras e cortes de estrada. Após aquisição, os dados serão tratados e analisados em programas específicos para tal tarefa. Está previsto a elaboração de um artigo e submissão até a conclusão do trabalho.

Agradecimentos

As instituições envolvidas por viabilizarem e financiarem o estudo, através do projeto HIDROSFERA. São elas: Universidade Federal do Paraná; Parque Tecnológico ITAIPU e ITAIPU Binacional. Ao Programa de Pós-Graduação de Geologia.

Referências

ANDERSON, M. P.; WOESSNER, W. W.; HUNT, R. J. 2015. Applied Groundwater Modeling: Simulation of Flow and Advective Transport. 2. ed. Elsevier. 533 p. COSTA, W. D.; DA SILVA, A. B. 1997. Hidrogeologia dos meios anisotrópicos. In: FEITOSA, F. A. C.; MANOEL FILHO, J. (coord.). Hidrogeologia: Conceitos e Aplicações. Fortaleza: CPRM, LABHID-UFPE. 412 p. DAY-LEWIS, F. D. et al. 2017. An overview of geophysical technologies appropriate for characterization and monitoring at fractured-rock sites. Journal of Environmental Management, No prelo. Disponível em: . Acesso em: 02 mai. 2017. FERNANDES, A. J. 2017. Aquíferos fraturados: uma revisão dos condicionantes geológicos e dos métodos de investigação. Revista do Instituto Geológico. São Paulo, v. 29, p. 49-72, 2008. Disponível em: . Acesso em: 18 mar. FANTI, A. C. 2017. Investigação de aquífero fraturado para entendimento de fluxo e transporte de contaminantes clorados: estudo de caso em Valinhos, SP. 2016. Dissertação (Mestrado em Hidrogeologia e Meio Ambiente) - Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, São Paulo, 2016. Disponível em: . Acesso em: 18 mar. FERNANDES, A.J., MALDANER, C.H., AZEVEDO SOBRINHO, J.M., PRESSINOTTI, M.M.N., WAHNFRIED, I. 2010. Estratigrafia dos derrames de basaltos da Formação Serra Geral (Ribeirão Preto – SP) baseada na geologia física, petrografia e geoquímica. Geologia USP, Série Científica, 10(2): 73-99. KEYS, W. S. 1990. Borehole geophysics applied to ground-water investigations. US Geological Survey, Techniques of Water-Resources Investigations, Book 2, Chapter E2, 149 p. KONZUK, J. S.; KUEPER, B. H. 2004. Evaluation of cubic law based models describing single-phase flow through a rough-walled fracture. Water Resources Research, v. 40, Disponível em: . Acesso em: 18 mar. 2017. KRESIC, N.; MIKSZEWSKI, A. 2013. Hydrogeological Conceptual Site Models: Data Analysis and Visualization. CRC Press, Taylor & Francis Group. 566 p. NATIONAL RESEARCH COUNCIL. 1996. Rock Fractures and Fluid Flow: Contemporary Understanding and Applications. Washington: The National Academy Press. NOVAKOWSKI, K. S.; LAPCEVIC, P. A.; SUDICKY, E. A. Groundwater Flow and Solute Transport in Fractured Media. In: CUSHMAN, J. H.; TARTAKOVSKY, D. M. (ed.). 2017. The Handbook of groundwater engineering. 3. ed. New York: CRC Press, cap. 19. PAILLET, F. L. 1991. Application of Borehole Geophysics in Characterizing the Hydraulic and Geomechanical Properties of Fractured Crystalline Rocks. In: INTERNATIONAL MINERAL WATER ASSOCIATION CONGRESS, 4. Anais… Ljubljana. Disponível em: . Acesso em: 04 mai. 2017. PAILLET, FL. & OLLILA, P. 1994. Identification, characterization and analysis of hydraulic conductive fractures of granitic basement rocks, Massachusetts. U.S. Geological Survey, Water Resources Investigation Report 94-4185, 38 p. WAHNFRIED, I. D. 2010. Modelo conceitual de fluxo do Aquitarde Serra Geral e do Sistema Aquífero Guarani na região de Ribeirão Preto, SP. Tese (Doutorado em Hidrogeologia e Meio Ambiente) - Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, São Paulo, 2010. Disponível em: http://www.teses.usp.br/teses/disponiveis/44/44138/tde-07072010-163245/pt-br.php. Acesso em: 06 mai. 2017 YEO, I. W.; DE FREITAS, N. G.; ZIMMERMAN, R. W. 1998. Effect of Shear Displacement on the Aperture and Permeability of a Rock Fracture. International Journal of Rock Mechanics and Mining Sciences, v. 35, p. 1051 – 1070, Disponível em: . Acesso em: 18 mar. 2017.

Dados Acadêmicos

Modalidade: Mestrado. Data do Exame de Qualificação: (Junho/2020). Título original do Projeto de Pesquisa: Fluxo em Aquífero Fraturado nas Rochas Vulcânicas do Sistema Aquífero Serra Geral (SASG). Data de ingresso na Pós-Graduação: Abril/ 2019; Área de Concentração: Geologia Ambiental; Linha de Pesquisa: Recursos Hídricos. Possui bolsa: Sim, financiada pela Empresa ITAIPU Binacional.

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

CORRELAÇÃO TECTÔNICA ENTRE AS FORMAÇÕES PERAU E BETARA, CINTURÃO RIBEIRA SUL, BRASIL: PETROTECTÔNICA, GEOCRONOLOGIA E GEOQUÍMICA

Guilherme Fedalto [email protected] Orientador: Prof. Dr. Leonardo Fadel Cury Coorientadora: Prof. Dra. Anelize M. Bahniuk Rumbelsperger

Palavras-chave: Formação Perau, Formação Betara, Cinturão Ribeira Sul

Introdução As formações Perau e Betara apresentam similaridades que permitiram a correlação entre estas como conjuntos litológicos parte de uma mesma bacia, separadas por zonas de cisalhamento durante a orogênese Brasiliana (Cury et al., 2002; Kaulfuss, 2001; Siga Jr et al., 2011). A exposição de núcleos do embasamento paleoproterozoicos, magmatismo mesoproterozoicas com afinidades geoquímicas similares, estratigrafia correlacionável e anomalias de Pb-Zn, são fatores que serviram de base para esta comparação. Neste contexto, este trabalho tem como objetivo buscar evidências que permitam a correlação entre as formações Perau e Betara, por meio de estudos tectonoestratigráficos, geocronológicos, geoquímicos e isotópicos, validando a hipótese de cogeneticidade e/ou cronocorrelação entre ambas. Para tanto, serão necessários os seguintes objetivos secundários: 1. Reconhecimento dos padrões estruturais e estilos tectônicos. Caracterização metamórfica com o reconhecimento de paragêneses, estruturas e texturas; 2. Interpretação faciológica baseada em estruturas sedimentares preservadas em seções estratigráficas em ambas as formações; 3. Estudos de proveniência nas unidades quartzíticas basais das Formações Perau e Betara, baseado em idades U-Pb em zircões detríticos. 4. Estudos de datação de rochas metaígneas, com enfoque em metatraquitos descritos por Piekarz (1981) e Daitx (1996). 5. Estudos litogeoquímicos e isotópicos em rochas metassedimentares e metaígneas, a fim da determinação de ambientes tectônicos. No contexto regional da Faixa Ribeira Sul, e por ventura no contexto tectônico Brasil-África, estas formações demonstram grande relevância nos estudos de reconstrução paleogeográfica e evolução tectônica, devido à marcos geocronológicos como núcleos do embasamento, magmatismo contemporâneo à deposição das rochas sedimentares e depósitos sulfetados de Pb-Zn (da Silva et al., 1981; Daitx, 1996; Fritzons Jr, 1982; Piekarz, 1984). Foram definidas duas áreas de estudo, localizadas na Região do Perau e Região do Betara, que englobam os núcleos do embasamento e as Formações Betara e Perau, respectivamente. A Formação Perau situa-se a nordeste de Curitiba entre os municípios de Tunas do Paraná e Adrianópolis, com acesso pela BR-456, sentido Curitiba-São Paulo. A Formação Betara está situada a noroeste da cidade de Curitiba, com acesso pela Rodovia dos Minérios (PR-092).

Contexto geológico Os litotipos de interesse compreendem rochas do embasamento do Núcleo Betara e Tigre e rochas metavulcanossedimentares das formações Betara e Perau. Estas unidades estão inseridas no contexto tectônico do Terreno Apiaí (Siga Jr, 1995) no Cinturão Ribeira Sul, o qual compreende núcleos do embasamento paleoproterozoico, unidades metavulcanossedimentares meso e neoproterozoicas e suítes graníticas neoproterozoicas, dentro do contexto de amalgamação crustal, denominada Orogênese Brasiliana (Campos Neto, 2000; Heilbron et al., 2008). O Terreno Apiaí faz contato ao sul com o Terreno Curitiba pela Zona de Cisalhamento Lancinha, transcorrente de cinemática destral (Fiori, 1992), e a oeste com rochas sedimentares da Bacia do Paraná, em contato discordante (Figura 1). A evolução estrutural das rochas do Terreno Apiaí já foi estudada por diversos autores (Cury et al., 2002; Daitx, 1996; Ebert et al., 1988; Fassbinder, 1996; Fiori, 1992; Hasui, 1975; Kaulfuss, 2001). Muitas classificações de eventos e fases deformacionais já foram definidas e são por vezes conflitantes. Contuto, há consenso no entendimento do padrão estrutural regional, onde há registros de deformação dominados por sistemas de cavalgamentos e posteriormente, sistemas trascorrentes, juntamente com dobramentos regionais, em condições metamórficas fácies xisto-verde a anfibolito. No primeiro sistema desenvolvem-se foliações de baixo ângulo subparalelas ao acamamento sedimentar. Posteriormente, por zonas de cisalhamento transcorrentes, desenvolvem-se foliações de transposição, assim como dobras assimétricas de caráter regional (Siga Jr et al., 2011). Granodioritos, sienogranitos e monzogranitos deformados e milonitizados definem os Núcleos Betara e Tigre. Estes núcleos possuem idades paleoproterozóicas de 1,75 Ga, (Cury et al., 2002; Kaulfuss, 2001), formados em ambientes intraplaca distensional, durante o Estateriano. Ocorrem, respectivamente, em contatos tectônicos com as rochas metavulcanossedimentares das formações Betara e Perau. A Formação Betara ocorre intercalada com rochas da Formação Votuverava (Bigarella e Salamuni, 1958; Siga et al., 2011), em contato ao norte pela zona de cisalhamento Cerne, transcorrente destral, e pelos cavalgamentos Lara e Betara, com transporte para S-SE; e ao sul pela zona de cisalhamento Lancinha, destral, e pelo cavalgamento Boa Vista (Fiori, 1992; Siga et al., 2011). Piekarz (1984) subdividiu a Formação Betara em três sequências litológicas, formadas da base para o topo pela: i) unidade basal formada por metapsamitos e quartzitos; ii) unidade intermediária, formada por mármores impuros, rochas calciossilicáticas e metamargas, e iii) unidade superior, formada por rochas metapelíticas com intercalações de rochas metaígneas. De forma correlacionável à Formação Betara, a Formação Perau apresenta quadro estratigráfico preservado, sendo composta por três sequências litológicas: i) Sequência inferior ou quartzítica, formada predominantemente por quartzitos; ii) Sequência intermediária ou carbonática/peliticocarbonática, constituída por rochas calciossilicáticas e mármores impuros; e iii) Sequência superior ou peliticoaluminosa/anfibolítica, constituída por metapelitos e rochas metabásicas. Depósitos de Pb-Zn (Cu- Ba) ocorrem em um horizonte da Sequência Intermediária, reconhecida na Formação Perau, denominado “horizonte Perau” (JICA/MMAJ, 1982). Os níveis mineralizados de Pb-Zn (Cu-Ba) estão localizados em rochas calciossilicáticas, formados por leitos de sulfeto maciço, semimaciço ou disseminado, encaixados concordantemente com o bandamento composicional (Daitx, 1996). As rochas anfibolíticas encaixadas concordantemente com as rochas metassedimentares nas formações Betara e Perau são interpretadas como metabasitos, com padrão geoquímico similar ao tipo MORB, sugerindo ambiente distensional (Campanha et al., 2015; Siga Jr et al., 2011). Estes autores obtiveram idades mesoproterozoicas U-Pb em cristais de zircão de 1,48 Ga, caracterizando importante evento de magmatismo básico no Terreno Apiaí. Metatufos e metabrechas vulcânicas descritas por Daitx e Venusso (1992) na base da Sequência Intermediária da Formação Perau, foram correlacionadas com metatraquitos identificadas por Piekarz (1984), na Formação Betara.

Materiais e Métodos Durante este trabalho serão aplicados diferentes métodos analíticos para as diferentes sequências litológicas das formações Perau e Betara. Estes dados serão integrados e correlacionados para o entendimento da evolução tectônica entre as formações (Figura 2). Primeiramente, serão realizados trabalhos de campo voltados para análise estrutural e identificação de isógradas metamórficas, descrição de afloramentos, posicionamento tectonoestratigráfico das sequências e coleta de amostras para análises laboratoriais. Os trabalhos em laboratório envolvem análises petrográficas e mineralógicas, litogeoquímicas, geocronológicas e isotópicas, a serem realizadas da seguinte forma nas sequências estratigráficas: 1. Sequência Basal: Serão realizadas análises em zircões detríticos em quartzitos da Sequência Basal. Esta análise irá fornecer dados de máxima sedimentação dos quartzitos da Formação Perau e Betara. Idades de 1,75 Ga são encontradas nas rochas do embasamento destas formações e idades de 1,45 Ga em rochas metabásicas concordantes com os metapelitos da Sequência Superior. Supõe-se que as idades de máxima sedimentação que serão encontradas, serão de fontes mais antigas que 1,45 Ga. 2. Sequência intermediária: Nos mármores impuros da sequência intermediária serão realizadas análises de 86Sr/87Sr para determinação de fontes e análises integradas de isótopos de C e O e inclusões fluidas para determinação de paleotemperaturas e paleoambientes. 3. Sequência Superior: Serão realizados estudos litogeoquímicos em metapelitos, por meio de análise de elementos maiores, menores e elementos terras raras, baseados em trabalhos de (Bhatia, 1974; Roser and Korsch, 1988, 1986). 4. Metatraquitos e metatufos: Serão realizadas análises litogeoquímicos em metatraquitos para classificação de ambiente tectônico, assim como datação absoluta por meio de U-Pb em zircões. O estudo destas rochas metafélsicas tanto no âmbito da Formação Perau como Betara, visa identificar marcos geocronológicos que permitam a correlação entre estas formações, assim como eventos tectônicos com implicações regionais.

Figura 1– Esquema geológico e tectônico do Terreno Apiaí (Siga Jr. et al. 2011).1. Bacias Castro–Camarinha (550– 540 Ma); 2. Batóito Cunhaporanga (630–600 Ma); 3. Faixa Itaicoca: sequência Itaicoca (1000–900 Ma) e Abapã (650–630 Ma); 4. Batóito Três Córregos (650–600Ma); 5. Sequência Água Clara (1600–1500 Ma); 6. Sequências Lajeado/Antinha e Iporanga (600 Ma); 7. Granitoides tardi- a pós-tectônicos (580 Ma); 8. Sequência Votuverava (1500–1450 Ma); 9. Sequências Perau e Betara (1500–1450 Ma); 10. Granitos alcalino miloníticos (1750 Ma) e granitos calcioalcalinos (núcleos Tigre e Betara); 11. Sequências Capiru/Turvo/Cajati; 12. Complexo Atuba (Formação em 2100–2000 Ma, magmatização em 620–600 Ma). Áreas de estudo deste trabalho:a) Polígono azul: região do Betara; b) Polígono laranja: Região do Perau.

Figura 2 – Organograma metodológico que será aplicado neste trabalho. Resultados esperados e discussões Como um dos produtos, pretende-se desenvolver um artigo científico que integre os dados de tectonoestratigrafia e geocronologia, a fim de colaborar com o entendimento do posicionamento tectônico das unidades estudadas no contexto do Terreno Apiaí, Cinturão Ribeira Sul. Um segundo artigo será produzido, onde integrará e discutirá dados obtidos por diferentes técnicas nas diferentes unidades das formações Perau e Betara. Este artigo irá contribuir não somente no entendimento do contexto ambiental e geográfico onde estas rochas se formaram, mas também poderá contribuir no entendimento da gênese dos depósitos sulfetados de Pb-Zn, principalmente, da região do Perau.

Atividades Futuras As atividades futuras previstas para o primeiro ano de doutorado envolvem essencialmente trabalhos de campo para análise estrutural, tectonoestratigráfica e coleta de amostras. Estão previstas 10 dias de campo na região do Betara e 10 dias de campo região do Perau. Paralelamente, serão resgatados dados ao Sistema de Informações Geográficas (SIG) de alunos de graduação do Curso de Geologia do Departamento de Geologia da Universidade Federal do Paraná, desenvolvidas na disciplina de mapeamento geológico, na região do Perau.

Agradecimentos As análises serão subsidiadas pelo Laboratório de Análises de Minerais e Rochas (LAMIR), Departamento de Geologia da Universidade Federal do Paraná.

Referências Basei, M.A.S., Campos Neto, M.C., Castro, N.A., Siga, O., Wemmer, K., Nutman, A.P., Osako, L., Passarelli, C.R., Basei, M.A.S., Yamamoto, M.T., Campos Neto, M.C., Hueck, M., 2011. Tectonic evolution of the Brusque Group, Dom Feliciano belt, Santa Catarina, Southern Brazil. J. South Am. Earth Sci. 32, 324–350. https://doi.org/10.1016/j.jsames.2011.03.016 Bhatia, M.R., 1974. Plate Tectonics And Geochemical Composition Of Sandstones. Measurement 96, 501–513. Campanha, G.A.C., Faleiros, F.M., Basei, M.A.S., Tassinari, C.C.G., Nutman, A.P., Vasconcelos, P.M., 2015. Geochemistry and age of mafic rocks from the Votuverava Group, southern Ribeira Belt, Brazil: Evidence for 1490Ma oceanic back-arc magmatism. Precambrian Res. 266, 530–550. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2015.05.026 Campos Neto, M.D.C., 2000. Orogenic systems from Southwestern Gondwana: an approach to Brasiliano Pan African cycle and orogenic collage in Southeastern Brazil. Tecton. Evol. South Am. 335–365. https://doi.org/10.1017/S0022149X99000591 Cury, L.F., Kaulfuss, G.A., Siga Jr., O., Basei, M.A.S., Harara, O.M., Sato, K., 2002. Idades U-Pb (Zircões) de 1.75 Ga em granitóides alcalinos deformados dos núcleos Betara e Tigre: evidências de regimes extensionais do estateriano na Faixa Apiaí. Geol. USP. Série Científica 2, 95–108. https://doi.org/10.5327/S1519- 874X2002000100009 da Silva, A.T.S.F., Francisconi, Ó., Godoy, A.M. de, Batolla Júnior, F., Chiodi Filho, C., Takahashi, A.T., Alegri, V., Ferreira, J.C.G., Silva, C.R. da, Alves, M.J., Others, 1981. Projeto Integração e Detalhe Geológico no Vale do Ribeira. CPRM. Daitx, E.C., 1996. Origem e evolução dos depósitos sulfetados tipo-Perau (Pb-Zn-Ag), com base nas jazidas Canoas e Perau (Vale do Ribeira, PR). Instituto de Geociências e Ciências Exatas da Universidade Estadual Paulista. Área de Concentração em Geologia Regional. Daitx, E.C., Venusso, G.C., 1992. Geologia preliminar da jazida de Canoas (Pb-Zn-Ag-Ba), Vale do Ribeira, PR, in: 37 Congresso Brasileiro de Geologia. de Brito Neves, B.B., 2011. The Paleoproterozoic in the South-American continent: Diversity in the geologic time. J. South Am. Earth Sci. 32, 270–286. https://doi.org/10.1016/j.jsames.2011.02.004 Ebert, H.D., Hasui, Y., Quade, H., 1988. Aspectos da evolução estrutural do Cinturão Móvel Costeiro na região da mina do Perau, Vale do Ribeira - PR, in: 35 Congresso Brasileiro de Geologia. Sociedade Brasileira de Geologia, Belém, pp. 2318–2331. Fassbinder, E., 1996. A unidade Águas Clara no contexto do Grupo Açungui: um modelo transpressivo de colisão oblíqua no Neoproterozóico paranaense. Tese 207. Fiori, A.P., 1992. Tectonica e estratigrafia do Grupo Açungui-PR. Bol. Inst. Geográfico e Geológico - USP 23, 55–74. Fritzons Jr, O., Piekarz, G.F., Falcade, D., 1982. Geologia e potencial econômico do Grupo Setuva (PR), in: Congresso Brasileiro de Geologia. pp. 991–1001. Hasui, Y., 1975. Evolução Polifásicado Precambriano a oeste de São Paulo. Bol. do Inst. geociências 6, 95–108. https://doi.org/10.11606/issn.2316-8978.v6i0p95-108 Heilbron, M., Valeriano, C.M., Tassinari, C.C.G., Almeida, J., Tupinambá, M., Siga, O., Trouw, R., 2008. Correlation of Neoproterozoic terranes between the Ribeira Belt, SE Brazil and its African counterpart: comparative tectonic evolution and open questions. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 294, 211–237. https://doi.org/10.1144/SP294.12 Kaulfuss, G.A., 2001. Geocronologia dos núcleos de embasamento Setuva, Betara e Tigre, norte de Curitiba-Paraná. Universidade de São Paulo. Piekarz, G.F., 1984. Geologia e resultados preliminares da pesquisa mineral no núcleo Betara da Formação Perau (PR), in: Congresso Brasileiro de Geologia. Sociedade Brasileira de Geologia, Rio de Janeiro, pp. 3683–3696. Roser, B.P., Korsch, R.J., 1988. Provenance signatures of sandstone-mudstone suites determined using discriminant function analysis of major-element data. Chem. Geol. 67, 119–139. https://doi.org/10.1016/0009- 2541(88)90010-1 Roser, B.P., Korsch, R.J., 1986. Determination of Tectonic Setting of Sandstone-Mudstone Suites Using SiO 2 Content and K 2 O/Na 2 O Ratio. J. Geol. 94, 635–650. https://doi.org/10.1086/629071 Siga Jr, O., 1995. Domínios tectônicos da região sudeste do Paraná e nordeste de Santa Catarina. Geocronologia e evolução crustal. Universidade de São Paulo. Siga Jr, O., Cury, L.F., McReath, I., de Almeida Leite Ribeiro, L.M., Sato, K., Stipp Basei, M.Â., Passarelli, C.R., 2011. Geology and geochronology of the Betara region in south-southeastern Brazil: Evidence for possible Statherian (1.80-1.75Ga) and Calymmian (1.50-1.45Ga) extension events. Gondwana Res. 19, 260–274. https://doi.org/10.1016/j.gr.2010.06.003

Dados Acadêmicos Modalidade: Doutorado. Data do Exame de Qualificação: (maio/2021) Título original do Projeto de Pesquisa: CORRELAÇÃO TECTÔNICA ENTRE AS FORMAÇÕES PERAU E BETARA, CINTURÃO RIBEIRA SUL, BRASIL: PETROTECTÔNICA, GEOCRONOLOGIA E GEOQUÍMICA. Data de ingresso na Pós-Graduação: maio/2019; 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

Avaliação da relevância tectônica e paleoambiental de carbonatos lacustres quaternários na região do Estreito de Magalhães, Patagônia Chilena

Gustavo Machado Marangon E-mail: [email protected] Orientador: Prof. Dr. Leonardo Fadel Cury (Departamento de Geologia/Universidade Federal do Paraná)

Palavras-chave: subducção, quaternário, lagos continentais

Introdução A evolução do relevo em zonas de subducção é um importante registro para entender a geodinâmica recente destas regiões, uma vez que os processos tectônicos e climáticos atuam de forma dialética, em sistemas de retro-alimentação (Montgomery et al ., 2001; Whipple e Meade, 2006) e a topografia é o resultado direto de tais interações. A dinâmica litosférica, portanto, tem importante controle na evolução topográfica de regiões de subducção, podendo sua influência ser registrada nos diversos sistemas geológicos superficiais. Os lagos da região de Magalhães, na Antártica Chilena (Fig.1), estão localizados à ~50 Km da frente orogenética andina, região pouco afetada pela deformação da cunha de cavalgamento, uma vez que esta permanece estável na região patagônica desde o Mioceno (Ramos, 1989). No entanto, nos últimos 18 Ma processos tectônicos relacionados à subducção da Dorsal Sísmica do Chile (Fig. 1a) propiciaram a ascensão astenosférica através da janela entre as placas subductadas, em um evento tectônico nomeado como slab window (Ramos, 2005). Em decorrência deste evento ocorreram manifestações vulcânicas alcalinas em toda a Patagônia (Ramos et al , 1982; Ramos e Kay, 1992) e hoje, já se reconhece o seu papel na geração de topografia dinâmica no norte da Patagônia (Guillaume et al , 2013).

O Campo Vulcânico de Pali Aike (CVPA), a cerca de 80 Km dos lagos (Fig.1b), de idade plio-holocênica, parece ser a manifestação desta particular condição de subducção na região sul da Patagônia (D’Orazio et al , 2000; Mazzarini e D’Orazio, 2003). Sua proximidade geográfica e recente idade de atividade vulcânica, indicam que o slab window deve ter tido papel importante nesta região em todo Cenozoico Tardio e, consequentemente, na evolução topográfica da região.

Data deste mesmo período a ocorrência de ciclos de transgressão e regressão do Campo de Gelo da Patagônia (CGP) (Fig.1a), associados ao último ciclo glacial, durante o Pliocêno-Pleistocêno (Mercer e Sutter, 1982; Rabassa, 2008). Toda a região de Magalhães fora afetada neste período, em que houve ampla remodelagem da paisagem com feições erosivas, bem como depósitos glaciais, glaciolacustrinos e glaciofluviais (Benn e Clapperton, 2000).

Neste contexto, pretende-se compreender a evolução dos lagos da região oeste do Estreito de Magalhães, com enfoque no Lago Toro (Fig. 1b), como parte da evolução da topografia da região em face aos processos tectônicos e climáticos do Cenozoico tardio. Para isto, serão utilizadas técnicas geoquímicas, isotópicas em um levantamento estratigráfico detalhado nos depósitos carbonáticos, buscando identificar registros dos processos tectônicos e as condições paleoambientais de precipitação.

Figura 1: a) Localização da área de estudos dentro do contexto dos Andes Austrais, com limites das placas Antártica e Sul-Americana, com indicação da zona de trincheira e fator de convergência. Ainda estão indicados, o limite do último máximo glacial, do atual Campo de Gelo da Patagônia, atual arco vulcânico e a região do Campo Vulcânico de Pali Aike; b) Modelo digital de terreno em 3 dimensões de parte da região de Magalhães, onde é possível observar o relevo desta e estão indicados o Lago Toro, parte do CVPA e as mais importantes referências geográficas da região. Fonte dos dados: Singer et al , 2004; Thomson et al , 2010;

Estado da arte Tectônica e topografia Os estudos da evolução topográfica de regiões orogenéticas têm sido muito utilizados para compreender a dinâmica tectônica recente de orógenos do mundo todo. Estes trabalhos tem utilizado, sobretudo, termocronômetros de baixa temperatura (Reiners e Brandon, 2006; Gillis et al , 2006; Zattin e Wang, 2019), análise sedimentológica, geomorfológica e estrutural (Uba et al , 2009; García et al , 2013; Liu et al , 2019) e métodos de sensoriamento remoto e geodésicos modernos (Brooks et al , 2011). Nos Andes Austrais (sul de ~46°S) o uso de termocronômetros tem sido exitoso, embora restrito à porção norte do setor. Estes trabalhos têm contribuído para o entendimento da influência da subducção da Dorsal Sísmica do Chile na evolução topográfica, através da topografia dinâmica (Guillaume et al , 2009; Guillaume et al , 2013), bem como da relação dialética de processos climáticos-tectônicos no desenvolvimento do relevo (Thomson, 2002; Thomson et al , 2010). A relação de clima e relevo é direta, mas em zonas orogênicas ativas, esta relação é complexa e muitas vezes pouco compreendida, os trabalhos mais recentes demonstram que, de modo geral, os dois fatores (climático e geodinâmico) atuam em um movimento dialético resultando em um sistema de retroalimentação, a medida que há criação de montanha e destruição da mesma por processos climáticos (Lamb e Davis, 2003; Ehlers e Poulsen, 2009) e como consequência, modelagem do relevo. Nos Andes Austrais, a complexidade da análise deste sistema parece ter uma particular complexidade dado a ação do CGP (Montgomery et al ., 2001; Whipple e Meade, 2006). Carbonatos Os carbonatos lacustres são capazes de registrar pequenas mudanças de seu ambiente de precipitação em suas assinaturas químicas, isotópicas e morfológicas (Chagas et al , 2016) e por isto são muito utilizados para reconstituições paleogreográficas, paleoclimáticas e paleoecológicas (Mora et al , 1996; Came et al , 2007; Eiler, 2011; Pohl et al , 2019). Nas últimas décadas, com o desenvolvimento da técnica analítica de clumped isotopes , alguns trabalhos surgiram utilizando os carbonatos para inferências tectônicas (Huntington e Lechler, 2015). Dentro deste escopo, este método tem servido para estudos de paleoaltimetria (Ghosh et al , 2006; Quade et al , 2011, 2013; Li et al , 2015; Licht et al , 2017), geologia estrutural, diagênese e fonte de fluidos (Huntington et al , 2011; Bergman et al , 2013; Dale et al , 2014) e metamorfismo (Henkes et al , 2014). Carbonatos lacustres da Patagônia Apesar da Patagônia ser repleta de lagos, parte deles com ocorrências de depósitos carbonáticos, poucos foram estudados. Na região sul da Patagônia, a bibliografia voltada à morfologia, geoquímica e geologia isotópica dos carbonatos se resume ao estudo do Lago Toro e Laguna Amarga, na região de Torres del Paine, realizado por Solari et al , 2010. A aplicação da geologia isotópica para determinação de δ13 C e δ18 O, bem como o estudo faciológico realizado, gerou um modelo de precipitação para cada lago, com especial uso do isótopo δ18 O como paleotermômetro, que permitiu fazer considerações paleoclimáticas de período entre o Pleistocêno e Holoceno.

Materiais e Métodos Levantamento bibliográfico e geoprocessamento (geração de mapas e sensoriamento remotos) servirão como reconhecimento do contexto geológico regional e preparação para a campanha de campo. Nesta atividade, por sua vez, será feito o reconhecimento da área, levantamento de dados geológicos – estruturais, levantamento de seções estratigráficas, coleta de amostras e tomada de imagens de alta resolução utilizando o drone modelo Mavic 2 Pro. A coleta de amostras será efetuada criteriosamente, com os objetivos de coletar amostras complementares àquelas obtidas em campanhas de campo anteriores, que servirão para reconhecimento faciológico e análises químicas e isotópicas (pequenas amostras armazenadas em frascos eppendorf ). Isto permitirá o reconhecimento faciológico, mineralógico, morfológico e estratigráfico dos depósitos recentes na região dos lagos, que serão melhor caracterizados em etapa subsequente em laboratório. Nesta etapa serão utilizados a petrografia em microscópio de luz transmitida, microscópio eletrônico de varredura (MEV), catodoluminescência acoplada ao MEV e MEV- EDS (espectroscopia de energia dispersiva). A análise química de rocha total será realizada em três métodos analíticos: a difratômetria de raios X (DRX), para reconhecer fases minerais; fluorescência de raios X, para estabelecer, quantitativamente, a composição de elementos maiores e menores e ICP-MS (Espectrometria de Massa por Indução de Plasma Acoplado), para análise quantitativa de elementos- traço e terras-rara. Análises isotópicas em espectrômetro de massas de razão isotópica (IRMS), serão utilizadas para determinação de δ13 C e δ18 O e o método de espectrometria térmica de ionização de massas (TIMS), para determinação de Δ47 (isótopos clumped) . Estas análises permitirão o reconhecimento de padrões geoquímicos, caracterização paleoambiental e de fontes de fluidos. Por fim, serão selecionados níveis estratigráficos importantes para datação absoluta, utilizando o cronômetro U/Th, que será medido pelo método LA-ICP-MS (laser ablation acoplado a ICP-MS). A preparação de amostras, confecção de lâminas e análises químicas/isotópicas serão realizadas no Laboratório de Análise de Minerais e Rochas da UFPR (LAMIR).

Resultados Esperados Espera-se, após as etapas citadas acima, que se obtenham modelos genéticos e evolutivos para os depósitos carbonáticos, levando em conta condições paleoambientais/paleoaltimétricas, idades e taxas de precipitação e possíveis fontes de fluidos. Pretende-se, em âmbito regional, reconhecer a geologia local, para que se possa modelar a gênese e evolução do sistema lacustre em geral. Por fim, a análise destes dados permitirá avaliar a influência tectônica e climática sobre a evolução dos lagos e do relevo da região. Estes resultados serão formalizados em gráficos multivariados, mapas temáticos e modelos em 3 dimensões, com síntese de todos os dados em, pelo menos, um artigo científico.

Atividades Futuras As próximas etapas serão: geoprocessamento e sensoriamento remoto como parte do preparo para campo, preparação de amostras coletadas (pela equipe de pesquisa do LAMIR) em outras campanhas e etapa de campo (Set/2019). Após o campo se iniciará a organização e tratamento dos dados obtidos, preparação das novas amostras pra análises químicas, isotópicas e petrográficas. Por fim, serão realizadas estas análises, concomitantemente à realização da descrição e análise petrográfica em microscópio de luz transmitida e MEV.

Agradecimentos Ao LAMIR pelo suporte técnico, material e profissional. Ao Projeto Diagenisis, pelo apoio financeiro.

Referências Benn, D. I., & Clapperton, C. M. (2000). Pleistocene glacitectonic landforms and sediments around central Magellan Strait, southernmost Chile: evidence for fast outlet glaciers with cold-based margins. Quaternary Science Reviews , 19 (6), 591-612. Bergman, S. C., Huntington, K. W., & Crider, J. G. (2013). Tracing paleofluid sources using clumped isotope thermometry of diagenetic cements along the Moab Fault, Utah. American Journal of Science , 313 (5), 490-515. Brooks, B. A., Bevis, M., Whipple, K., Arrowsmith, J. R., Foster, J., Zapata, T., ... & Euillades, P. (2011). Orogenic-wedge deformation and potential for great earthquakes in the central Andean backarc. Nature Geoscience , 4(6), 380. Came, R. E., Eiler, J. M., Veizer, J., Azmy, K., Brand, U., & Weidman, C. R. (2007). Coupling of surface temperatures and atmospheric CO 2 concentrations during the Palaeozoic era. Nature , 449 (7159), 198. Chagas, A. A., Webb, G. E., Burne, R. V., & Southam, G. (2016). Modern lacustrine microbialites: towards a synthesis of aqueous and carbonate geochemistry and mineralogy. Earth-Science Reviews , 162 , 338-363. D'Orazio, M., Agostini, S., Mazzarini, F., Innocenti, F., Manetti, P., Haller, M. J., & Lahsen, A. (2000). The Pali Aike volcanic field, Patagonia: slab-window magmatism near the tip of South America. Tectonophysics , 321 (4), 407-427. Eiler, J. M. (2011). Paleoclimate reconstruction using carbonate clumped isotope thermometry. Quaternary Science Reviews , 30 (25-26), 3575-3588. Ehlers, T. A., & Poulsen, C. J. (2009). Influence of Andean uplift on climate and paleoaltimetry estimates. Earth and Planetary Science Letters , 281 (3-4), 238-248. García, V. H., Hongn, F., & Cristallini, E. O. (2013). Late Miocene to recent morphotectonic evolution and potential seismic hazard of the northern Lerma valley: clues from Lomas de Medeiros, Cordillera Oriental, NW Argentina. Tectonophysics , 608 , 1238-1253. Ghosh, P., Adkins, J., Affek, H., Balta, B., Guo, W., Schauble, E. A., & Eiler, J. M. (2006). 13C–18O bonds in carbonate minerals: a new kind of paleothermometer. Geochimica et Cosmochimica Acta , 70 (6), 1439-1456. Guillaume, B., Martinod, J., Husson, L., Roddaz, M., & Riquelme, R. (2009). Neogene uplift of central eastern Patagonia: Dynamic response to active spreading ridge subduction?. Tectonics , 28 (2). Guillaume, B., Gautheron, C., Simon-Labric, T., Martinod, J., Roddaz, M., & Douville, E. (2013). Dynamic topography control on Patagonian relief evolution as inferred from low temperature thermochronology. Earth and Planetary Science Letters , 364 , 157- 167. Huntington, K. W., Budd, D. A., Wernicke, B. P., & Eiler, J. M. (2011). Use of clumped-isotope thermometry to constrain the crystallization temperature of diagenetic calcite. Journal of Sedimentary Research , 81 (9), 656-669. Huntington, K. W., & Lechler, A. R. (2015). Carbonate clumped isotope thermometry in continental tectonics. Tectonophysics , 647 , 1-20. Lamb, S., & Davis, P. (2003). Cenozoic climate change as a possible cause for the rise of the Andes. Nature , 425 (6960), 792. Li, S., Currie, B. S., Rowley, D. B., & Ingalls, M. (2015). Cenozoic paleoaltimetry of the SE margin of the Tibetan Plateau: Constraints on the tectonic evolution of the region. Earth and Planetary Science Letters , 432 , 415-424. Licht, A., Quade, J., Kowler, A., De Los Santos, M., Hudson, A., Schauer, A., ... & Lawton, T. (2017). Impact of the North American monsoon on isotope paleoaltimeters: Implications for the paleoaltimetry of the American southwest. American Journal of Science , 317 (1), 1-33. Liu, J., Chen, X., Shi, W., Chen, P., Zhang, Y., Hu, J., ... & Li, T. (2019). Tectonically controlled evolution of the Yellow River drainage system in the Weihe region, North China: constraints from sedimentation, mineralogy and geochemistry. Journal of Asian Earth Sciences . Mazzarini, F., & D’Orazio, M. (2003). Spatial distribution of cones and satellite-detected lineaments in the Pali Aike Volcanic Field (southernmost Patagonia): insights into the tectonic setting of a Neogene rift system. Journal of Volcanology and Geothermal Research , 125 (3-4), 291-305. Mercer, J. H., & Sutter, J. F. (1982). Late Miocene—earliest Pliocene glaciation in southern Argentina: implications for global ice- sheet history. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology , 38 (3-4), 185-206. Montgomery, D. R., Balco, G., & Willett, S. D. (2001). Climate, tectonics, and the morphology of the Andes. Geology , 29 (7), 579- 582. Mora, C. I., Driese, S. G., & Colarusso, L. A. (1996). Middle to late Paleozoic atmospheric CO2 levels from soil carbonate and organic matter. Science , 271 (5252), 1105-1107. Pohl, A., Laugié, M., Borgomano, J., Michel, J., Lanteaume, C., Scotese, C. R., ... & Donnadieu, Y. (2019). Quantifying the paleogeographic driver of Cretaceous carbonate platform development using paleoecological niche modeling. Palaeogeography, palaeoclimatology, palaeoecology , 514 , 222-232. Quade, J., Breecker, D. O., Daëron, M., & Eiler, J. (2011). The paleoaltimetry of Tibet: An isotopic perspective. American Journal of Science , 311 (2), 77-115. Rabassa, J. (2008). Late cenozoic glaciations in Patagonia and Tierra del Fuego. Developments in quaternary sciences , 11 , 151- 204. Ramos, V. A. (1989). Andean foothills structures in northern Magallanes Basin, Argentina. AAPG Bulletin , 73 (7), 887-903. Ramos, V. A., & Kay, S. M. (1992). Southern Patagonian plateau basalts and deformation: backarc testimony of ridge collisions. Tectonophysics , 205 (1-3), 261-282. Ramos, V. A. (2005). Seismic ridge subduction and topography: Foreland deformation in the Patagonian Andes. Tectonophysics , 399 (1-4), 73-86. Reiners, P. W., & Brandon, M. T. (2006). Using thermochronology to understand orogenic erosion. Annu. Rev. Earth Planet. Sci. , 34 , 419-466. Singer, B. S., Ackert Jr, R. P., & Guillou, H. (2004). 40Ar/39Ar and K-Ar chronology of Pleistocene glaciations in Patagonia. Geological Society of America Bulletin , 116 (3-4), 434-450. Solari, M. A., Hervé, F., Le Roux, J. P., Airo, A., & Sial, A. N. (2010). Paleoclimatic significance of lacustrine microbialites: A stable isotope case study of two lakes at Torres del Paine, southern Chile. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology , 297 (1), 70-82 Thomson, S. N. (2002). Late Cenozoic geomorphic and tectonic evolution of the Patagonian Andes between latitudes 42 S and 46 S: An appraisal based on fission-track results from the transpressional intra-arc Liquiñe-Ofqui fault zone. Geological Society of America Bulletin , 114 (9), 1159-1173. Thomson, S. N., Brandon, M. T., Tomkin, J. H., Reiners, P. W., Vásquez, C., & Wilson, N. J. (2010). Glaciation as a destructive and constructive control on mountain building. Nature , 467 (7313), 313. Uba, C. E., Kley, J., Strecker, M. R., & Schmitt, A. K. (2009). Unsteady evolution of the Bolivian Subandean thrust belt: The role of enhanced erosion and clastic wedge progradation. Earth and Planetary Science Letters , 281 (3-4), 134-146. Whipple, K. X., & Meade, B. J. (2006). Orogen response to changes in climatic and tectonic forcing. Earth and Planetary Science Letters , 243 (1-2), 218-228. Zattin, M., & Wang, X. (2019). Exhumation of the western Qinling mountain range and the building of the northeastern margin of the Tibetan Plateau. Journal of Asian Earth Sciences , 177 , 307-313.

Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado. Data do Exame de Qualificação: Jun/2020; Título original do Projeto de Pesquisa: Influência dos agentes tectônicos na precipitação de carbonatos em lagos continentais do sul da Patagônia chilena; Data de ingresso na Pós-Graduação: 04/2019; Área de Concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: Evolução Crustal; Bolsa: Projeto Diagenisis - UFPR/FUNPAR/SHELL

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

A dinâmica das rochas e a propagação de vibrações induzidas

Gustavo Sampaio Lopes [email protected] Orientadora: Profa. Dra. Bárbara Trzaskos (Departamento de Geologia/ UFPR) Coorientador: Prof. Dr.ret. nat. Germán Vinueza (Departamento de Geologia/ UFPR)

Palavras-chave: desmonte de rochas; geomecânica; onda elementar

Introdução O desmonte de rochas com explosivo sempre foi considerado arte, baseado na experiência e perícia dos operadores. Na atualidade, e em virtude das exigências ambientais que são cada vez maiores, é necessário aplicar procedimentos científicos e fundamentos baseados em conceitos da Dinâmica das Rochas. Espera-se desta forma, conhecer melhor a ação dos explosivos nos maciços rochosos, em função dos mecanismos de ruptura e respectivas propriedades geomecânicas. Desconsiderar os parâmetros geológicos, estruturais e mecânicos do maciço rochoso, assim como desconsiderar os procedimentos de prevenção e controle podem causar impactos negativos nos taludes remanescentes devido à aplicação de excessiva carga explosiva, que pode ir além dos limites impostos pelo maciço rochoso. A mitigação e redução dos impactos nos taludes relacionados com o desmonte de rochas, exigem adequado dimensionamento dos parâmetros do plano de fogo, sendo necessário definir a malha adequada de perfuração, cargas explosivas e sequência de saída. Segundo Gama (1998) somente de 5 a 15% da energia explosiva liberada no desmonte de rochas são efetivamente aproveitadas para fragmentar a rocha. A maior parte da energia contida nos explosivos é transferida ao ambiente circundante, o que pode causar impactos negativos na mina e também no meio ambiente. Neste contexto, busca-se com este projeto criar um modelo representativo das características do maciço rochoso, PPV crítica e ondas elementares, capturadas em campo com o uso de geofones e detonação de cargas explosivas conhecidas. Este modelo de vibrações e onda elementar deve predizer os níveis de vibrações induzidas resultantes dos desmontes e projetá-los nas paredes remanescentes dos polígonos planejados. Pretende-se avaliar a distribuição de energia de qualquer polígono do modelo e, desta forma, otimizar planos de fogo reais empregados por uma empresa de mineração. Para o desenvolvimento desta pesquisa serão testados diferentes arranjos espaciais e sequências de detonação em uma mina no Brasil, que explora cobre em biotititos.

Problemática A estabilidade dos taludes remanescentes e o cumprimento da linha de avanço planejado são de suma importância para a explotação mineral eficiente e segura. O aumento da inclinação do talude propicia o aumento da relação estéril minério e consequentemente o maior custo da extração mineral. Além disso, o não cumprimento das linhas de avanço pode comprometer o tamanho das bermas, afetando a segurança que elas promovem. Diferentes causas podem promover os problemas mencionados, sendo as vibrações induzidas pelo desmonte de rocha com explosivos as principais geradoras de dano ao maciço rochoso. Assim, de acordo com Adamson (1998), o desenvolvimento das operações de mina em céu aberto depende, entre outros fatores, da criação de paredes estáveis. O sucesso do desmonte somente será possível se os mecanismos de fraturamento do maciço rochoso forem bem entendidos, permitindo o controle e redução do dano. O efeito das detonações em terrenos e nas estruturas circundantes podem ser expressos em termos de deslocamentos permanentes e transitórios das partículas constituintes (Dowding, 1992). Os efeitos permanentes são constituídos essencialmente por degradações da integridade e deslocamentos efetivos, com a deformação não recuperável de partes do maciço ou da estrutura. Em relação aos maciços rochosos ou às estruturas afetadas, os efeitos das vibrações podem ser divididos (por ordem crescente da distância ao desmonte) em distorções estruturais, aumento da quantidade ou propagação de fissuras pré-existentes, queda de objetos, danos cosméticos, danos a instrumentos sensíveis, percepção humana e, finalmente, a maiores distâncias, apenas o ruído. Nesse contexto, Adamsom (1998) expõe os efeitos relativos à vibração de acordo com a lei de Hooke e fala do conceito de velocidade de vibração de partícula crítica (PPVc), assumindo o comportamento elástico da rocha. Segundo este conceito, a PPV crítica refere-se ao nível de agitação que pode ser suportado pela rocha antes de ocorrer dano por tração e esse valor depende da resistência a tração, módulo de Young e velocidade de propagação de ondas primárias. Outro fator importante para a proteção de taludes é entender como as vibrações se atenuam com a distância. Os fatores que concorrem para a diminuição das vibrações com a distância são: a expansão geométrica das ondas, a progressiva separação das três componentes (que provém das diferentes velocidades de propagação), a presença de descontinuidades nos maciços (causando reflexões, refracções, difrações e dispersões) e o atrito interno dinâmico característico das rochas (Sarsby, 2000). No entanto, na prática, as ondas nem sempre se atenuam da mesma maneira com a distância. Por exemplo, em meios estratificados, e se a sua geometria o favorecer, as ondas podem concentrar-se ou sobrepor-se a outras refletidas, chegando a gerar valores maiores da vibração em pontos mais afastados (Azevedo & Patrício, 2003). Os fatores litológicos, estruturais e características dinâmicas do maciço, bem como características do plano de fogo, como sistema de iniciação, temporização e sequenciamento, razão de carga, tipo de explosivo, entre outros, exercem forte influência e determinam os efeitos colaterais das operações de desmonte de rocha. Assim, para se obter a mitigação dos efeitos gerados pelas detonações é necessário criar modelos representativos que combinem os fatores litológicos presentes com os parâmetros utilizados na detonação, para assim dimensionar planos de fogo que atendam aos requerimentos de avanço e estabilidade de taludes. Sendo assim, entender a relação entre a PPV gerada e o dano resultante no maciço remanescente é fundamental. A hipótese a ser testada aqui é a correlação entre a PPV resultante e seu dano correlato, sempre levando em conta o referencial – PPV critica. Um modelo de atenuação de vibrações será gerado através de um teste de campo e captura de ondas sísmicas e sua validade bem como a correlação PPV e dano serão testados.

Objetivos Entender a relação entre vibrações induzidas geradas por desmonte de rocha e o dano ao maciço remanescente para assim criar desenhos de fogo que atendam aos objetivos da mina estudada, no domínio litológico estudado.

Objetivos específicos  Caracterizar o comportamento dinâmico de um domínio litológico em uma zona de lavra da mina, em estudo;  Criar modelo representativo do dano, com base em simulação computacional baseada no método da Onda Elementar;  Propor o modelo, baseado na comparação dos resultados obtidos, que mais se aproximem da realidade para a unidade litológica, em condições específicas de desmonte.  Caracterizar a zona de dano a partir da filmagem e inspeção de furos de prova.  Mitigar os efeitos não desejados devido ao desmonte de rochas.

Métodos O trabalho proposto será dividido nas seguintes etapas:  Revisão bibliográfica de publicações científicas;  Escolha de área em operação de lavra na Mina em estudo;  Reconhecimento in situ das propriedades dos maciços rochosos que ocorrem nessa parte da mina;  Caracterização do terreno mediante teste de campo curto, com utilização de geofones e conceitos de dinâmica de rochas e tratamento estatístico dos dados;  Análise de dados coletados nas operações de desmonte de rocha, referentes a registros de onda elementar;  Determinação da lei de propagação das vibrações para o tipo de terreno existente entre a cava e a comunidade vizinha, de acordo com estudos presentes na literatura;  Criação de modelo de dano baseado no método de onda elementar, utilizando o software Paradigm – Recursive Theory1, utilizando as características do maciço rochoso coletadas in situ;

1 http://paradigm.recursivetheory.com/  Geração de desenho de fogo amortecido que atenda os requerimentos de vibração, de acordo com a PPV crítica, e promova um talude estável e seguro;  Comparação dos resultados esperados do modelo de atenuação de vibrações da onda elementar com a contagem de fraturas capturadas pela filmagem dos furos, utilizando para imageamento a câmera de inspeção da VBtech e furos de prova, comparando desmontes utilizando planos de fogo costumeiros e modificados;  Conclusões sobre a representatividade do modelo de atenuação de vibrações e onda elementar e aplicação dos planos de fogo recomendados.

A determinação das constantes empíricas da equação de atenuação já foi feita por meio de técnicas estatísticas de regressão não linear. A partir do banco de dados com registros sismográficos de desmontes de rocha com explosivos, os quais contêm registros de velocidade de vibração de partículas, carga detonada e distância entre a última fila de furos e o talude planejado, construiu uma equação para prever os mecanismos de propagação de ondas no terreno e os danos induzidos. Além disso, dois desmontes já foram estudados e realizados o imageamento com a câmera de furo, para a contagem das fraturas e determinação dos danos induzidos. Como produto final será gerado um modelo que represente de forma precisa o fenômeno da atenuação de ondas elementares com seu respectivo dano e, também, a elaboração de proposta de metodologia, aplicável para diferentes rochas. Isso possibilitará a geração de desenhos de fogo que atendam às necessidades da Mina em estudo.

Resultados esperados O resultado final desse trabalho diz respeito a um desenho de fogo amortecido que atenda os requerimentos de design de talude da Mina em estudo. Pela técnica de onda elementar será possível determinar o comportamento da onda sísmica que viaja em um dado maciço rochoso e é gerada devido à detonação de carga explosiva. Esta técnica tem provado eficaz porque é capaz de incluir com precisão as características físicas da rocha, tais como diferentes litologias e presença de descontinuidades. Assim será possível predizer o comportamento do maciço frente a detonação de cargas explosivas variadas.

Atividades Futuras É necessário realizar mais 4 desmontes com desenhos de fogo que priorizem a conservação do talude remanescente e casos base para que sirvam de comparativo. Nesses desmontes, serão controlados a qualidade de implementação, bem como a filmagem de furos “prova” para assim comprovar o grau de fraturamento gerado pela ação dos explosivos e concluir sobre a representatividade do modelo aqui proposto.

Cronograma

# Atividade Início Término Marco

1 Disciplinas 03/08/18 30/06/19

Escolha da região de monitoramento e Caracterização caracterização das propriedades dinâmicas da região 2 dos maciços rochosos da região escolhida 1/11/18 30/12/18 escolhida

3 Consolidação e determinação das leis de 1/01/19 01/02/19 propagação de vibrações

4 Criação do modelo de simulação 1/2/18 30/03/19

5 Simulação e criação do banco de dados de 1/4/19 30/04/19 simulação

6 Estudo dos impactos causados por vibrações 1/5/19 30/12/19 induzidas por detonações

7 Elaboração de artigo cientifico 1/1/20 1/10/20 Artigo

8 Elaboração e defesa da dissertação de 1/07/19 1/10/20 Dissertação de mestrado mestrado

Agradecimentos Este estudo será conduzido com as informações coletadas em campo em parceria com a ENAEX BRITANITE e ao Departamento de Geologia da Universidade Federal do Paraná.

Referências ADAMSON, W.R “The measurement and control of blast induced damage of final pit walls in open pit mining”. International Society of Explosive Engineers. 200 539 p. AZEVEDO, F. S.; PATRÍCIO, J. “Critérios de Danos e de Incomodidade no Domínio das Vibrações Ambientes”. Ingenium, Revista da Ordem dos Engenheiros, II série, nº 72, Lisboa. pp 85-88. 2003.DOWDING 1992 DINIS DA GAMA, C. “Ruídos e Vibrações Ligados à Utilização dos Explosivos e Equipamentos”. Comunicações do 1º Seminário de Auditorias Ambientais Internas. Divisão de Minas e Pedreiras do Instituto Geológico e Mineiro de Portugal. 1998. LOURO, A.F.F.C. Novas formulações para leis de propagação de vibrações, em maciços rochosos, baseadas nas propriedades termodinâmicas dos explosivos. Lisboa, Instituto Superior Técnico. 2009 102p. NBR 9653:2005 - Guia para avaliação dos efeitos provocados pelo uso de explosivos nas minerações em áreas urbanas – Procedimento. Rio de Janeiro: Associação Brasileira de Normas Técnicas, 2005. 8 p. SARSBY, R. “Environmental Geotechnics”. Thomas Telford, Londres. Reino Unido. 2000.

Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado - projeto. Data do Exame de Qualificação: (06/2020) Título original do Projeto de Pesquisa: A dinâmica das rochas e a propagação de vibrações induzidas. Data de ingresso na Pós-Graduação: 04/2019; Área de Concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: Análise de Depósitos Minerais. 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

Proveniência de púmices depositados em sedimentos costeiros do Brasil: investigando ilhas oceânicas do Atlântico Sul

Herick Faust Daufenbach [email protected] Orientadora: Profa. Dra. Eleonora Maria Gouvea Vasconcellos (LAMIR-UFPR) Coorientadores: Prof. Dr. Rodolfo José Angulo e Maria Cristina Souza (LECOST-UFPR)

Palavras-chave: Geoquímica; Vulcanismo Alcalino; Correntes Oceânicas.

Introdução Púmices são fragmentos de vidro vulcânico altamente vesiculados, gerados em erupções explosivas, principalmente plinianas, e que são característicos pela sua peculiar propriedade de flutuar na água, permitindo que, caso sejam lançados ao mar, fiquem à deriva e sejam depositados em praias distantes de sua origem (Fisher & Schmincke, 1984). Dessa forma, podem ser encontrados em litorais de todo o planeta, inclusive em locais onde não há vulcanismo ativo. Diversos trabalhos estudam a proveniência de púmices, dando destaque nessa pesquisa para o trabalho de Frick & Kent (1984). Em meio aos depósitos praiais holocênicos em Pontal do Paraná (PR), são encontrados seixos de púmices de até 2 cm de diâmetro, arredondados, depositados entre 0,5 e 1 m de profundidade. Em trabalhos anteriores (Angulo & Vasconcellos, 1998, e Daufenbach et al., 2018) já foi definida a afinidade alcalina desses fragmentos, caracterizada pelo alto teor de Na2O+K2O (~10%), pelo enriquecimento em elementos incompatíveis, como Zr, Rb, Th, Ce e La, e padrões de ETRs. Em lâmina delgada esses fragmentos têm esta afinidade marcada pela presença de cristaloclastos finos a médios de feldspato alcalino e egirina-augita. Além dos púmices do Paraná, foram ainda estudados fragmentos semelhantes coletados nas praias da Ilha da Trindade e púmices do Litoral Norte da Bahía, que pertencem ao acervo do Laboratório de Estudos Costeiros (LECOST-UFPR). Dessa forma, busca-se identificar a fonte destes púmices, considerando as informações já existentes acerca desses fragmentos. Com isso, a investigação da proveniência é delimitada com base na composição geoquímica desses fragmentos (alcalina) conjuntamente ao sistema de correntes marítimas superficiais que poderiam transporta-los até o litoral brasileiro. Portanto, a pesquisa abrange o estudo de ilhas oceânicas do Atlântico Sul (AS) (Figura 1) testando a hipótese de que a formação destes púmices esteja ligada ao vulcanismo de uma dessas ilhas. Dentre as ilhas oceânicas do AS, a Ilha da Trindade (20º30’S 29º22’W) receberá especial atenção pela sua proximidade com a costa brasileira, por seu vulcanismo recente e por ainda existirem questionamentos quanto ao real término da atividade na Ilha (Almeida, 2006). Como objetivos específicos se têm a determinação da relação geoquímica e petrográfica dos púmices brasileiros (individualmente e entre si), o reconhecimento das correntes marítimas existentes no AS, a compreensão dos tipos de depósitos vulcânicos da Ilha da Trindade e a compreensão acerca da geologia e geoquímica das ilhas do AS.

Fundamentação teórica Ilhas do Oceano Atlântico Sul Baker (1973) lista as seguintes ilhas como pertencentes ao AS: Bouvet, Gough, Tristão da Cunha (incluindo Inacessible e Nightingale), Ascensão, Santa Helena, Trindade, Fernando de Noronha, São Pedro e São Paulo, Cabo Verde e ilhas do Golfo da Guiné. O autor as separa em quatro grupos geoquímicos distintos, não necessariamente relacionados entre si, com base na alcalinidade de cada uma das ilhas. Utiliza para isso o diagrama TAS (Total Alkalis-Sílica de Le Bas, 1986). O Grupo 1, levemente alcalino a transicional, abrange as ilhas Ascensão e Bouvet. O grupo 2, moderadamente alcalino, engloba as ilhas Gough, Tristan da Cunha e Santa Helena. As ilhas Fernando de Noronha, Trindade, Cabo Verde e ilhas do Golfo da Guiné são classificadas como fortemente alcalinas e formam o Grupo 3. Já o Arquipélago de São Pedro e São Paulo, que forma o Grupo 4, não é vulcânico.

Figura 1. Mapa de localização das ilhas do Oceano Atlântico Sul, do litoral norte da Bahía e de Pontal do Paraná (PR). (Modificado de Baker, 1973).

Correntes Oceânicas do Atlântico Sul. As correntes oceânicas superficiais predominantes no AS compõem o chamado Giro Subtropical do Atlântico Sul (GSAS). Esse sistema de correntes superficiais flui no sentido anti-horário e é composto basicamente por quatro correntes marítimas (Corrente de Benguela, a Corrente (e contracorrente) Sul Equatorial, a Corrente do Brasil e a Corrente Sul Atlântica). Além deste giro, ocorrem ainda correntes de menor importância para o presente estudo, como a Corrente das Falklands, a Corrente das Agulhas e, no extremo sul do AS, a Corrente Circumpolar Antártica (Peterson e Stramma, 1991)

Materiais e Métodos O estudo e identificação das correntes oceânicas superficiais dominantes no AS foram obtidos por levantamento bibliográfico. Buscou-se a compreensão da formação dessas correntes, suas abrangências, direções de fluxo e sistemas resultantes. Também se utilizou o site aberto plasticadrift.org, desenvolvido por van Sebille et al. (2012), para simulação de dispersão de material através das correntes. O trabalho de campo se concentrou nos afloramentos do Complexo Trindade, unidade mais antiga da Ilha da Trindade, composto por depósitos piroclásticos e necks fonolíticos (Almeida, 2006). Levantaram- se sessões estratigráficas da sequência piroclástica e foram descritas e coletadas amostras representativas. Posteriormente, estas foram selecionadas para a confecção de lâminas delgadas e análise geoquímica. Confeccionaram-se 17 lâminas delgadas no Laboratório de Análise de Minerais de Rochas da UFPR (LAMIR), onde também foram preparadas 14 amostras para as análises geoquímicas, dentre essas 4 amostras de púmices. As amostras pulverizadas foram enviadas ao Actlabs, no Canadá, para serem analisadas por meio de fluorescência de raios X e ICP-MS. As amostras de púmices necessitaram de uma preparação diferenciada, uma vez que contêm contaminações de quartzo nas vesículas mais superficiais. Para eliminar a contaminação, a porção mais externa das amostras foi polida e retirada utilizando uma microrretífica Dremel. Para a comparação com as demais ilhas oceânicas do AS, foi realizado um levantamento bibliográfico e gerado um banco de dados geoquímicos com as análises de cada ilha. Os dados geoquímicos foram processados utilizando o software GCDKit. Os diagramas usados são principalmente diagramas binários de variação que relacionam elementos traço e razões desses elementos.

Resultados Correntes Oceânicas A compreensão do sistema oceânico dominante no AS, o GSAS (figura 2), auxilia na delimitação da área de estudo, incluindo ou eliminando ilhas de acordo com sua localização e as correntes a que estão subordinadas. O site plasticadrift.org permite realizar simulações de dispersão de material tendo como ponto de origem as coordenadas de cada ilha. Constata-se que, dentre as ilhas listadas por Baker

(1973), apenas Bouvet, Cabo Verde e Fernando de Noronha geraram manchas de dispersão que se afastam do GSAS.

Figura 2 – Mapa de correntes e ilhas oceânicas no contexto do Atlântico Sul (Modificado de Peterson e Stramma, 1991).

Levantamentos de campo Os trabalhos de campo foram realizados na llha da Trindade (BR), onde se estudou os depósitos piroclásticos da Ilha relacionados aos vulcanismos fonolíticos. Estas rochas revelaram a ausência de púmices e são formadas por (a) tufo-brechas mal selecionadas, compostas por fragmentos de fonolito tamanho bloco e lápilli, cristaloclastos de feldspato alcalino (fk), piroxênio (px) e biotita (bt) tamanho lápilli e cinza, e fragmentos vítreos não vesiculados tamanho cinza, (b) lapillitos geralmente mal selecionados, compostos por fragmentos de fonolito, ankaratrito e cristaloclastos, (c) lápilli-tufos mal selecionados, compostos por fragmentos de fonolito, cristaloclastos de fk, px e bt e fragmentos vítreos não vesiculados e (e) tufos bem selecionados constituídos por cristaloclastos de fk, px e bt e fragmentos vítreos não vesiculados. As rochas possuem estrutura maciça ou de fluxo (marcado pela orientação dos blocos), gradação inversa, gradação normal e laminação plano-paralela. Em um afloramento ocorrem estruturas piroclásticas primárias como marcas onduladas, antidunas, estratificações cruzadas e ripples. A partir da confecção de colunas estratigráficas se observa que nas menores altitudes afloram tufo- brechas que, em alguns locais, são sobrepostas por tufos com estruturas sedimentares. Acima destas unidades, em contato erosivo, ocorrem tufos mal selecionados que gradam inversamente a lapillitos e tufo-brechas também mal selecionados. Essas camadas são comumente recobertas por tufos e lápilli- tufos laminados, bem a moderadamente selecionados. Fragmentos de púmices são encontrados apenas depositados nas praias da Ilha da Trindade. Esses fragmentos são de tamanho seixo (0,9 a 5 cm), cor branca acinzentada, branca amarelada e branca avermelhada, a textura é fibrosa e possuem cristaloclastos de fk e px. Os púmices do Litoral Norte da Bahía são encontrados em sedimentos praiais e são fragmentos de tamanho seixo (0,9 a 2 cm), branco acinzentados a branco amarelados, com textura fibrosa e cristaloclastos de fk e bt. Análise Petrográfica A descrição petrográfica foi realizada em amostras de púmices de Pontal do Paraná (PR), Ilha da Trindade e Bahia e lâminas de rochas coerentes da Ilha da Trindade. As lâminas de púmices possuem semelhanças quanto à composição dos cristaloclastos. Quase todas possuem cristaloclastos de fk. Outro mineral comum é a egirina-augita, caracterizada pela sua cor verde oliva e pleocroísmo. A Egirina-augita ocorre em púmices de Pontal do Paraná e da Ilha da Trindade. A biotita é menos comum, ocorrendo em púmices da Bahia e de Trindade. Em lâmina delgada, as rochas piroclásticas da Ilha da Trindade variam composicionalmente. Por vezes são compostas por mais de 50% de fragmentos líticos acessórios (principalmente fonolitos) e cristaloclastos (fk, diopsídio, biotita, kaersutita, egirina-augita e opacos), e por vezes composta por mais de 70% de fragmentos juvenis de vidro vulcânico, tamanho cinza fina a lápilli, argilizados. Poucos fragmentos são vesiculados e em algumas amostras foi identificada palagonita. Litogeoquímica Os resultados obtidos por meio da análise geoquímica dos púmices ainda são preliminares pois o trabalho conta com apenas uma análise dos púmices de Pontal do Paraná. Outros quatro resultados estão sendo aguardados. Um resultado preliminar obtido com a presente pesquisa foi apresentado no XI Simpósio Sul-Brasileiro de Geologia (XI SSBG) (Daufenbach et al. 2019). Nesse trabalho, a assinatura geoquímica das amostras do Paraná foi comparada à de púmices estudados em trabalhos na África do Sul (Frick & Kent, 1984) e em Tristão da Cunha (Reagan et al. 2008), dentro do âmbito do AS. Constatou-se a similaridade entre as assinaturas geoquímicas dos púmices do Paraná, de Tristão da Cunha e alguns púmices da África do Sul. O estudo, no entanto, pretende contextualizar todas as ilhas alcalinas do AS. Para isso, foi gerado um banco de dados geoquímicos compilando 246 análises geoquímicas publicadas em diferentes trabalhos. Quando esses dados são interpretados em diagramas binários, define-se para cada ilha um trend de cristalização particular, que pode ser relacionado com a assinatura dos púmices do Paraná. No diagrama da Figura 3, que relaciona as razões Zr/Ti e Nb/Y, os limites das ilhas Gough, Tristão da Cunha, Fernando de Noronha e do Golfo da Guiné englobam o padrão dos púmices. Contudo, existe muita sobreposição nos campos de concentração, o que prejudica as interpretações. Dentre as ilhas, apenas a Ilha de Ascensão possui assinatura distinta das demais.

Figura 3 – Diagramas binários Zr/Ti x Nb/Y relacionando os campos de composição das ilhas oceânicas do Atlântico Sul e os púmices de Pontal do Paraná.

Discussões e Conclusões Correntes Oceânicas Com base no estudo de correntes, foram excluídas da pesquisa as ilhas de Cabo Verde, que estão subordinada ao Giro Subtropical do Atlântico Norte, e Bouvet, inserida no âmbito da Corrente Circumpolar Antártica. Decidiu-se manter Fernando de Noronha por estar próxima ao local onde a corrente Sul-Equatorial se bifurca entre a Corrente Norte do Brasil (ao qual Fernando de Noronha está subordinada) e a Corrente do Brasil. Vulcanismo fonolítico da Ilha da Trindade e relação com os púmices Os depósitos piroclásticos são geralmente compostos por tufo-brechas, lapillitos e lápilli-tufos mal selecionados (que indicam a formação de fluxos piroclásticos de alta densidade) recobertos por unidades de tufo com estruturas sedimentares (que indicam um fluxo trativo de alta energia, os surges piroclásticos), sem presença expressiva de fragmentos vesiculados. Essa sequência encontrada, de tufo-brechas recobertas por tufos estratificados, é característica de fluxos piroclásticos tipo block-and- ash flows e ash-cloud surges, típicos de colapso de domos (gravitacionais ou a partir de erupções rápidas e violentas) (Fisher e Schmincke (1984), Fisher e Heiken (1982), Sigurdsson et al. (2007)). Block-and-ash flows são gerados principalmente em erupções vulcanianas, que ocorrem a partir de magmas de composição intermediária e com teores relativamente baixos de voláteis magmáticos.

Os púmices amostrados na Ilha da Trindade estão restritos às praias. Dessa forma, considera-se que estes fragmentos, assim como os púmices do Paraná, foram transportados por correntes marítimas e depositados nas praias da Ilha. Litogeoquímica Ainda são poucas as conclusões obtidas com base na litogeoquímica, já que alguns resultados ainda são aguardados para os próximos meses. Uma conclusão preliminar é que, devido às composições semelhantes, os púmices de Pontal do Paraná podem estar relacionados ao mesmo magmatismo que gerou os púmices de Tristão da Cunha. Esta correlação também é observada no diagrama da Figura 3. A partir dos diagramas gerados, observa-se que os dados geoquímicos de Ascensão destoam das demais ilhas e dos púmices do Paraná. Essa característica já é observada por Baker (1973). Dessa forma, o vulcanismo da ilha não geraria púmices com a composição das amostras do Paraná. Assim, pode-se excluir a Ilha de Ascensão da pesquisa. Atividades Futuras Após o recebimento dos resultados analíticos, pretende-se definir melhor quais diagramas geoquímicos serão utilizados, de modo que se obtenham resultados mais significativos para as correlações. Para tanto, concomitantemente serão utilizadas ferramentas de análise estatística de dados, como o coeficiente de correlação de Spearman, para avaliar a efetividade das correlações encontradas. Agradecimentos O trabalho está inserido no projeto de pesquisa “Riscos associados a processos geológicos, geomorfológicos e oceanográficos no Arquipélago de São Pedro e São Paulo, na Ilha da Trindade e no Arquipélago Martim Vaz”, coordenado pelo professor Rodolfo José Angulo e com apoio financeiro do CNPq, processo 442865/2015-5. O presente trabalho foi realizado com apoio da Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior - Brasil (CAPES) - Código de Financiamento 001, que fomentou a bolsa de mestrado. Referências Almeida F. F. M. de. 2006. Ilhas oceânicas brasileiras e suas relações com a tectônica atlântica. Terræ Didatica, 2(1):3-18.

Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado – Qualificação. Data do Exame de Qualificação: (junho/2019). Título original do Projeto de Pesquisa: Proveniência de púmices em sedimentos costeiros holocênicos em Pontal do Paraná (PR): investigação de ilhas oceânicas do Oceano Atlântico Sul. Data de ingresso na Pós-Graduação: abril/2018. Área de Concentração: Geologia Exploratória. Linha de Pesquisa: Evolução Crustal. Bolsista 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

SUSCEPTIBILIDADE MAGNÉTICA E GAMAESPECTROMETRIA NA PROVÍNCIA ÍGNEA DO PARANÁ E SUAS RELAÇÕES COM ELEMENTOS DO GRUPO DA PLATINA NA ÁREA DA USINA DE ITAIPU E NA PORÇÃO CENTRAL DO ESTADO DO PARANÁ, SUL DO BRASIL

Hérlon da Silva Costa [email protected] Orientador: Dr. Otavio Augusto Boni Licht (PPGG-UFPR) Coorientadores: Dr. Francisco José Fonseca Ferreira (LPGA/UFPR) Dra. Eleonora Maria Gouvêa Vasconcellos (LAMIR/Departamento de Geologia)

Palavras-chave: derrames basálticos, minerais magnéticos, platinoides.

Introdução A Província Ígnea do Paraná (PIP) é caracterizada como uma LIP (Large Igneous Province), províncias ígneas constituídas por grandes volumes de rochas intrusivas e extrusivas, com o predomínio de rochas máficas, de acordo com as definições de Coffin & Eldoholm (1992). Os eventos vulcânicos da PIP ocorreram no Eocretáceo e compreendem atualmente 1,2 milhões de km², abrangendo parte do Paraguai, Argentina e Uruguai e, no Brasil, os estados do Paraná, Santa Catarina, Rio Grande do Sul, São Paulo, Mato Grosso, Mato Grosso do Sul, Goiás e Minas Gerais. A espessura máxima da sequência vulcânica é de 1.755 m (poço 1-CB-001-SP, Cuiabá Paulista, SP), sendo comuns as espessuras de 500-1.000 m sobre o depocentro da Bacia do Paraná (Wildner et al., 2006). De acordo com Hartmann (2014), o Grupo Serra Geral tem potencial para Au, Elementos do Grupo da Platina (EGP) e Cu. Províncias magmáticas possuem grande importância científica e econômica. Neste contexto, nos últimos 30 anos, a Província Ígnea do Paraná vem sendo bastante estudada, principalmente com abordagens geoquímicas, isotópicas e geocronológicas. Na Província Ígnea do Paraná, EGP estão incluídos em cristais de magnetita em ferrobasaltos e em pegmatitos básicos hospedados nos derrames de basalto. Os teores podem chegar a 30% de magnetita nos ferrobasaltos, contendo, deste modo, as maiores concentrações de EGP (Arioli, 2008). Ainda segundo Arioli (2008), o potencial metalogenético do Grupo Serra Geral tem sido avaliado com base em estudos essencialmente petrogenéticos, sendo poucas as pesquisas geológicas, geoquímicas e geofísicas de caráter exploratório. Deste modo, o presente trabalho visa correlacionar os maiores índices de susceptibilidade magnética com anomalias de EGP, estabelecendo assim um indicador para a exploração mineral na PIP. A Itaipu Binacional, que está localizada a oeste do estado do Paraná, na divisa do Brasil com o Paraguai (Fig. 1A), disponibilizou para a presente pesquisa, um grande acervo com mais de 500 testemunhos de sondagem, totalizando mais de 30.000 m de amostragem, permitindo a obtenção de dados geológicos, geoquímicos e geofísicos, que raramente seriam obtidos em estudos de afloramentos. Estes testemunhos representam uma amostragem contínua da sequência vulcânica-vulcanoclástica com mais de 200 m de espessura, ainda não estudados com base na gamaespectrometria e na susceptibilidade magnética. Neste trabalho, serão coletadas amostras que encerram elevados índices de susceptibilidade magnética, para posterior dosagem dos EGP objetivando testar a hipótese de que os elevados índices de susceptibilidade magnética estão acompanhados de concentrações anômalas de EGP. Ademais, os dados geoquímicos e principalmente os geofísicos locais (Itaipu), serão utilizados como referência para a escala regional (Fig. 1B) (dados do Instituto de Terras, Cartografia e Geologia do Paraná e da Agência Nacional do Petróleo), na caracterização do conjunto de derrames toleíticos do topo da sequência, relativamente enriquecidos em minerais magnéticos, aos quais associam-se os EGP. Deste modo, pode- se testar também a hipótese de possíveis vínculos entre os dados geofísicos e diferentes tipos geoquímicos propostos por Licht & Lima (2014) e Licht (2018).

Figura 1. Mapa de localização da área de estudo: (A) Localização da cidade de Foz do Iguaçu, no extremo oeste do Estado do Paraná, a cerca de 650 km da capital, Curitiba; (B) Mapa Geológico do Estado do Paraná (MINEROPAR, 2006) indicando os poços a serem trabalhados ao longo do Grupo Serra Geral (modificado de Costa, 2015).

Estado da arte A gamaespectrometria aérea, terrestre ou de poço, tem como base os princípios da física nuclear. Os núcleos instáveis de substâncias radioativas emitem, normalmente, três tipos de partículas: α, que são fluxos de partículas carregadas positivamente; β, que são fluxos de partículas da mesma natureza dos elétrons orbitais, oriundas da desintegração de nêutrons do núcleo e, por fim, raios 훾, que são ondas eletromagnéticas, sendo assim, a mais penetrativa das radiações. Os raios 훾 são objeto dos estudos gamaespectrométricos, pois não são desviados por campos elétricos ou magnéticos como as demais partículas, por não apresentarem carga elétrica (Parasnis, 1997). Na gamaespectrometria são medidas as contagens/concentrações da contagem total (CT), K, eU e eTh em rochas, sedimentos e solos através da detecção dos raios gama emitidos durante o decaimento radioativo natural destes elementos, em particular os seguintes: 40K, que representa 0,01167% do K total (39K e 41K, não são radioativos e representam, respectivamente, 93,2581% e 6,7302% do K total), 238U (99,9743% do U total), 235U ( 0,7200% do U total), 234U(0,0057% do U total), e 232Th (praticamente 100% do Th total) (Ferreira et al., 2010). Já a susceptibilidade magnética é uma propriedade física condicionada pela espécie do mineral magnético, o tamanho do grão e suas anisotropias magnéticas e a maneira pela qual ele adquiriu uma magnetização remanente (Grant & West, 1965). Dentre os minerais ferromagnéticos, os óxidos de ferro e titânio são os mais importantes. Suas estruturas cristalinas são constituídas por uma rede de íons de oxigênio, cujos interstícios são ocupados, de forma regular, por íons de ferro ferroso (Fe2+), íons de ferro férrico (Fe3+) e titânio (Ti4+). A proporção relativa desses três íons determina as propriedades ferromagnéticas do mineral. De acordo com Grant & West (1965) dentre os minerais ferromagnéticos, apenas a maghemita, franklinita, magnetita e a pirrotita possuem respostas de susceptibilidade magnética suficientemente elevada a ponto de produzirem anomalias detectáveis durante os trabalhos de prospecção. Entretanto, os que mais contribuem significativamente para a magnetização de rochas são a maghemita, a franklinita e a magnetita.

Materiais e Métodos Os testemunhos de sondagem do poço R-25, descritos macro e microscopicamente e com análises geoquímicas por Costa (2015), foram submetidos à perfilagem contínua com medidas gamaespectrométricas e de suscetibilidade magnética a cada 10 cm de profundidade. No Poço 9-CIA-11- PR, as leituras foram feitas a cada 8 m nos derrames e 20 m nas rochas sedimentares de base e topo. A susceptibilidade magnética foi medida com o auxílio do susceptibilímetro KT-10, fabricação Terra Plus, Canadá, devidamente calibrado. O medidor de radiação usado foi o gamaespectrômetro portátil modelo RS-230, fabricação Radiation Solutions, Canadá, devidamente calibrado. O aparelho possui um detector com cristal de óxido de germanato de bismuto (BGO) de alta sensibilidade (6,3 polegadas cúbicas). As leituras são registradas em contagem por minuto (cpm), sendo automaticamente convertidas em ppm de

U equivalente (Ueq), para a contagem total (CT), % de K e ppm de equivalentes de U e Th. Ambos os equipamentos pertencem à Itaipu Binacional e foram cedidos à presente pesquisa. Nas etapas seguintes, em laboratório, serão confeccionadas lâminas delgadas e secções polidas para análises petrográficas em microscópios ópticos de luz transmitida e refletida e microscópio eletrônico, com o objetivo, dentre outros, de avaliar a mineralogia magnética (tamanho dos cristais), além de análises geoquímicas para obter teores de óxidos e elementos traço por Espectrometria de Fluorescência de Raios X e determinação dos EGP.

Resultados Durante o Levantamento Geoquímico de Solos do Estado do Paraná (Licht & Plawiak, 2005), em 291 amostras coletadas em diferentes regiões do Estado do Paraná, foram realizadas medidas com equipamento portátil (KT-5, Terra Plus, Canadá) e também com equipamento com correção por unidade de massa do Departamento de Solos da Universidade Estadual de Maringá - UEM. A susceptibilidade magnética com correção por unidade de massa ( = 10-8.m3.kg-1) foi determinada utilizando um sistema Bartington MS2 (Bartington Instruments LTD, Oxford, England) acoplado com um sensor MS2B. Este sensor é sensível a pequenas variações nos valores de susceptibilidade, isto é, tem capacidade de identificar pequenas variações na quantidade de minerais ferrimagnéticos (Costa et al., 1999). Esses resultados foram utilizados na presente pesquisa para averiguar a confiabilidade dos dados obtidos com ambos equipamentos. O gráfico da figura 2 mostra um índice de correlação (r2 = 0,9837) elevado e significante, entre os dados obtidos com o KT-5 e com o Bartington MS2.

Figura 2. Gráfico de dispersão e reta de correlação entre os dados de susceptibilidade magnética obtidos com o aparelho portátil KT-5 e os determinados em laboratório com o equipamento Bartington MS2.

Na região de Itaipu, a primeira sondagem analisada foi a R-25, que compreende as unidades 5, 6 e 7, descritas por Costa (2015). De acordo com a autora, a unidade 5 ocorre entre as cotas 70 m s.n.m (sobre o nível do mar) e 96 m e apresenta basaltos que variam de cinza escuro a levemente rosados, afanítico, com topo vesicular/amigdaloidal e núcleo maciço. A unidade 6 ocorre entre as cotas 96 m s.n.m e 115 m, sendo caracterizada por apresentar um topo composto por brecha com alta porosidade, formada por fragmentos angulosos de basalto hipocristalino, variando de amigdaloidal a maciço (Costa, 2015). A matriz, siliciclástica, é composta por quartzo, feldspatos e micas, além de carbonato e zeólita. O núcleo desta unidade é composto por basalto maciço fino hipohialino (<10% de vidro intersticial) com textura intergranular localmente intersertal. A unidade 7, que nesta sondagem ocorre entre as cotas 115 m s.n.m e 130 m, é caracterizada por basalto subafírico, inequigranular hipohialino no topo, passando para holocristalino em direção ao núcleo. Apresenta textura predominantemente intergranular, com estrutura amigdaloidal, preenchidas, geralmente por quartzo, zeólita e celadonita. Os dados de susceptibilidade magnética revelam valores mais elevados na unidade 7 (~45 x10-3 SI) e mais baixos na unidade 6 (~6,0 x10-3 SI). A unidade 5 apresenta valores (~35 x10-3 SI) ligeiramente menores que a unidade 7. Os dados de raios gama mostram um aumento gradativo dos teores em CT (Contagem Total), variando de 368,5 a 438,7 (ppm de eU), na unidade 7. Os picos mais intensos, ao longo da sondagem, são registrados na unidade 6, onde os valores de CT variam de 418,6 a 488,3 (ppm de eU). Na unidade 5, os valores de CT variam de 406,4 a 440,8 (ppm de eU), apresentando valores relativamente maiores que a unidade 7 (Fig. 3 A).

Iniciando a pesquisa em escala regional, foi medida a susceptibilidade magnética ao longo do Poço 9- CIA-11-PR, Cianorte, de 1.567 m. Na base da secção estão os arenitos das formações Botucatu e Pirambóia seguidos por derrames basálticos do Grupo Serra Geral e com o topo composto por arenitos do Grupo Caiuá. Os dados obtidos ao longo do poço mostram, da base ao topo, quatro padrões diferentes de susceptibilidade magnética: Padrão I entre -1.567 m s.n.m a -850 m, com valores da ordem de 0,1 a 0,7 x10-3 SI; Padrão II de -850 m a -290 m, de 0,3 a 0,8 x10-3 SI; Padrão III entre -290 m a 425 m, que apresenta os valores mais elevados, de 0,2 a 1,2 x10-3 SI; e o Padrão IV entre 425 m a 590 m, onde se concentram os valores mais baixos, de 0,1 a 0,3 x10-3 SI (Fig. 3 B).

Figura 3. Medidas de gamaespectrometria e susceptibilidade magnética: (A) ao longo da sondagem R25 pertencente a Itaipu (geologia por Costa, 2015); (B) ao longo do Poço CIA comparados com os tipos geoquímicos de Licht (2018).

Discussões e Conclusões Segundo a hipótese elaborada para este trabalho, algumas conclusões parciais podem ser obtidas. Os dados de susceptibilidade magnética adquiridos através do equipamento portátil KT-05 mostram uma alta correlação com as do sistema Bartington MS2 com correção por unidade de massa, evidenciando, deste modo, a confiabilidade do equipamento portátil e sua aplicabilidade para a presente pesquisa. As primeiras medidas geofísicas obtidas até o momento trazem informações relevantes. Na sondagem R-25 (Itaipu), os limites entre as unidades propostas por Costa (2015) são bem demarcados através dos dados de susceptibilidade magnética e de gamaespectrometria. Os altos picos de susceptibilidade magnética, acompanhados por valores baixos em CT coincidem com os derrames de basalto das unidades 5 e 7. Já a unidade 6, depósito de brecha vulcanoclástica, apresenta os valores mais baixos de susceptibilidade magnética e os mais elevados em CT, das três unidades identificadas por Costa (2015). Nela, os valores altos na CT resultam da presença de feldspatos e micas na matriz siliciclástica fina da brecha. Essas características petrográficas explicam também a baixa susceptibilidade magnética deste litotipo. Já no poço CIA, os dados de susceptibilidade magnética revelam uma concordância com os dados geoquímicos, sendo as maiores concentrações de FeO, MgO e TiO2 acompanhadas por altos picos de susceptibilidade magnética, que são observados nos padrões II e III (Fig. 3 B). Na base e no topo do poço (rochas sedimentares), os valores baixos de susceptibilidade coincidem com baixos teores dos elementos supracitados. Ademais, é possível ainda correlacionar os dados de susceptibilidade magnética com os tipos geoquímicos propostos por Licht (2018), tendo os basaltos do Tipo 1 C-N os maiores valores de susceptibilidade magnética, seguido pelos tipos 4 e 3. Os valores mais baixos nesse poço foram verificados no Tipo 1 S. Os dados geoquímicos e geofísicos sugerem que os basaltos do Tipo 1 C-N concentram a maior quantidade de minerais ferromagnéticos (magnetita e titanomagnetita), sendo, deste

modo, os litotipos que concentram os teores mais altos de EGP, corroborando a tese de Arioli (2008) que sugere que esses elementos estão associados a estes minerais.

Atividades Futuras Está em redação o primeiro artigo que aborda a comparação de medidas de susceptibilidade magnética por equipamentos portáteis e com correção por unidade de massa. A obtenção de dados gamaespectrométricos e de susceptibilidade magnética em outros poços em escala regional e localmente em Itaipu, continuarão. Estão previstas a confecção de lâminas delgadas e secções polidas para análises petrográficas em microscópios ópticos de luz transmitida e refletida e em microscópio eletrônico de varredura, para avaliar a mineralogia magnética, especialmente o tamanho dos cristais.

Agradecimentos Esta pesquisa conta com o apoio do Parque Tecnológico da Itaipu (PTI) através do projeto “Centro de Estudos Avançados em Segurança de Barragens (CEASB)”, do Laboratório de Pesquisas em Geofísica Aplicada (LPGA) e do Instituto de Terras e Cartografia e Geologia (ITCG).

Referências Arioli, E. E. 2008. Arquitetura faciológica e significado exploratório das anomalias geoquímicas de Elementos do Grupo da Platina (EGP) e metais associados no Sistema Magmático Serra Geral, Estado do Paraná, Brasil. 194 f. Tese (Doutorado em Geologia) - Setor de Ciências da Terra, Universidade Federal do Paraná, Curitiba.

Coffin M. F & Eldholm O. 1992. Volcanism and continental break-up: a global compilation of large igneous provinces. Geological Society, London, Special Publications, 68:17-30.

Costa, A.C.S.; Bigham, J.M.; Rhoton, F.E. & Traina, S.J. 1999. Quantification and characterization of maghemite in soils derived from volcanic rocks in southern Brazil. Clays Clay Miner., 47:466-473.

Costa, J.2015. Estratigrafia da Sequência de Lavas da Província Magmática do Paraná na Região da Usina de Itaipu (Pr). Tese de Doutorado, UFPR, 175p.

Ferreira, F. J. F, Candido, A. G., Rostirolla, S. P. (2010). Correlação gamaespectrométrica de afloramentos e poços: estudo de caso na Formação Ponta Grossa (Bacia do Paraná, Brasil). Revista Brasileira de Geofísica, 28(3), 371- 396.

Grant, F.S.; West, G.F. 1965. Interpretation Theory in Applied Geophysics. McGraw-Hill,583 p.

Hartmann, L. A. 2014. A história natural do Grupo Serra Geral desde o Cretáceo até o Recente. Ciência e Natura, v. 36 Ed. Especial, 2014, p. 173–182.

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 - Special Volume Parana-Etendeka Igneous Province.

Licht, O. A. B. & Plawiak R. A. B. 2005. Geoquímica de solo – Horizonte B: Relatório final de projeto: Mineropar. 2v.

Licht, O. A. B. & Lima, E. F. 2014. Estratigrafia das rochas básicas e intermediárias da porção central da Província Ígnea do Paraná - geoquímica, morfologia dos derrames e texturas. In: Anais do 47º Congresso Brasileiro de Geologia, Salvador.

Parasnis, D. S. (1997). Principles of applied geophysics. Chapman & Hall, London.

Wildner, W., Arioli, E.E., Licht, O.A.B., Costa, V.S., Carrilho, J.C., Longo, E.G., Cantarino, S.C., Sander, A., Perrota, M., Filho, C.R.S. 2006. Geologia e Recursos Minerais do Sudoeste do Estado do Paraná. Convênio CPRM/MINEROPAR, Brasília, Distrito Federal, 95 p.

Dados Acadêmicos Modalidade: Doutorado - acima de 12 meses. Data do Exame de Qualificação: (08/2020) Título original do Projeto de Pesquisa: Gamaespectrometria e Susceptibilidade Magnética de Derrames Basálticos da Província Ígnea do Paraná e Suas Relações com Elementos do Grupo da Platina na Área da Usina de Itaipu e na Porção Central do Estado do Paraná, Sul Do Brasil. Data de ingresso na Pós-Graduação: 03/2018; 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

Caracterização geomorfológica e estratigráfica de um sistema cânion-leque submarino do Cretáceo Superior no norte da Bacia de Santos

Hugo Seiti Yamassaki [email protected]

Orientador: Dr. Fernando Farias Vesely (Departamento de Geologia – UFPR)

Palavras-chave: Sísmica 3D; Geomorfologia sísmica; Depósito marinho profundo.

Introdução O desenvolvimento da sísmica 3D e evolução das técnicas de tratamento do dado sísmico a partir da década de 80 proporcionou um avanço nos estudos de ambientes marinhos profundos, possibilitando a reconstrução formas de terrenos submersos e soterrados. As abordagens da geomorfologia sísmica contribuem para a melhor compreensão dos sistemas deposicionais a partir de dados de distribuição e geometria dos depósitos, tornando possível estabelecer comparações entre sistemas deposicionais modernos com antigos. Como a resolução sísmica tende a diminuir com a profundidade, os trabalhos de Geomorfologia Sísmica de ambientes marinhos profundos ainda são concentrados em estudos da superfície do fundo oceânico ou limitados a profundidades relativamente rasas (e.g. Deptuck et al. 2007, Gee & Gawthorpe 2007, Wood & Mize-Spansky 2009, Straub et al. 2012, Sylvester et al. 2012, Prather et al. 2012). Com a aquisição de dados sísmicos de maior qualidade, é possível obter superfícies geomorfológicas de estratos cada vez mais profundos, representando dois grandes avanços nos estudos de ambientes marinhos profundos: 1) extrair as superfícies geomorfológicas diretamente de estratos antigos, tornando a comparação com análogos modernos muito mais objetiva e 2) posicionar as feições deposicionais em um contexto estratigráfico de forma mais precisa, visto que o registro do empilhamento é mais completo em comparação ao estratos em subsuperfície. O objetivo deste projeto é realizar a reconstrução geomorfológica de um sistema cânion-leque submarino do Cretáceo Superior, no norte da Bacia de Santos, a partir de dados da sísmica 3D e perfis de poços. Ao caracterizar a geomorfologia de superfícies estratigráficas juntamente com a análise da arquitetura estratigráfica, a pesquisa vai procurar compreender as correlações de feições deposicionais com o empilhamento estratigráfico e formular interpretações sobre a evolução do sistema deposicional. A área de estudo está localizada na porção norte da Bacia de Santos (Figura 1) em um recorte do bloco sísmico BS-500, com área de aproximadamente 4.600km2, em cotas batimétricas entre 1000m e 2000m, e a 140km de distância da linha de costa. Completos ou parcialmente inseridos na área de estudos encontram-se cinco campos de produção atualmente ativos, os campos de Tambaú, Uruguá, Tambuatá, Búzios e Itapu. Os campos de Tambaú, Uruguá e Tambuatá possuem os reservatórios em rochas do intervalo pós-Aptiano, enquanto os campos de Búzios e Itapu possuem reservatórios posicionados no pré-sal. O desenvolvimento do cânion-leque submarino ocorreu estratigraficamente logo após o Escorregamento Maricá, um complexo de transporte de massa do Maastrichtiano, e teve sua geometria condicionada pela paleogeomorfologia do fundo marinho influenciada pela tectônica do sal (Carlotto & Rodrigues 2009). No contexto estratigráfico, o cânion-leque submarino encontra-se na porção basal da Sequência K130 (Moreira et al. 2007), sequência esta que possui como limite inferior uma discordância de 68,8 Ma e como limite superior o limite Cretáceo-Paleógeno. Moreira et al. (2007) descrevem que na Sequência K130 depositaram-se arenitos de fluxos turbidíticos do Mb. Ilhabela por meio de profundas escavações no talude e plataforma, na porção proximal depositaram os arenitos costeiros/plataformais da Fm. Juréia e conglomerados continentais da Fm. Santos, e na porção distal depositaram siltitos e folhelhos da Fm. Itajaí-Açu. Predomina nesta sequência um padrão regressivo, representando o máximo deslocamento da linha de costa em direção à bacia durante o Cretáceo (Pereira et al. 1986; Moreira et al. 2007).

Figura 1 - Localização do bloco sísmico BS-500 na Bacia de Santos e a delimitação da área de estudo.

Fundamentação teórica Posamentier et al. (2007, p. 2) define a Geomorfologia Sísmica como “a aplicação de técnicas analíticas pertencentes ao estudo do relevo e a análise de superfícies geomorfológicas antigas e soterradas imageadas por dados da sísmica 3D”. Uma das abordagens do estudo da Geomorfologia Sísmica em sistemas deposicionais marinhos profundos é baseada no agrupamento de elementos deposicionais, que são definidos por Mutti & Normark (1991, p. 79) como “componentes mapeáveis básicos de sistemas turbidíticos modernos e antigos que possam ser reconhecidos em estudos marinhos, de afloramentos e de subsuperfície”. Cada elemento deposicional dispõem de uma resposta sísmica e uma morfologia particular, e a sua arquitetura é baseada na interação entre processos sedimentares, morfologia do fundo marinho e distribuição do tamanho dos grãos (Posamentier & Kolla 2003). Sob a perspectiva da Estratigrafia de Sequências, o desenvolvimento de leque submarino arenoso em ambiente marinho profundo comumente ocorre durante estágios de queda relativa do nível do mar no trato de sistemas de mar baixo (Van Wagoner et al. 1998, Posamentier & Vail 1988, Posamentier et al. 1991) ou durante o trato de sistemas de regressão forçada (Hunt & Tucker 1992, Plint & Nummedal 2000, Catuneanu 2006, Catuneanu et al. 2009). O trato de sistemas de mar baixo é subdividido em leque de fundo de bacia, leque de talude e cunha de mar baixo. O leque de fundo de bacia normalmente é associado aos estágios iniciais da queda relativa do nível do mar, contemporâneo a erosão e formação de cânions na inflexão do talude (Posamentier & Vail 1988, Van Wagoner et al. 1988) e difere do leque de talude basicamente pela razão areia/argila, tendo os depósitos de leque de fundo de bacia uma composição mais arenosa que os depósitos de leque de talude (Posamentier & Erskine 1991). Comumente, depósitos de leque de fundo de bacia são compostos por uma sucessão estratigráfica de depósitos de movimentos de massa na base, sobreposto por depósitos de canais confinados e turbiditos de espraiamento frontal (Posamentier & Kolla 2003).

Material e Métodos O bloco sísmico BS-500 e os dados geofísicos dos poços foram cedidos pela ANP (Agência Nacional de Petróleo, Gás Natural e Biocombustíveis) ao LABAP (Laboratório de Análise de Bacias) mediante solicitação formal com objetivo de pesquisa. A interpretação do dado sísmico será feita a partir do rastreamento de horizontes sísmicos, iniciando por delimitar a base e o topo do intervalo de estudo, afim de estabelecer um controle estratigráfico e posteriormente serão rastreados horizontes internos do intervalo. Os horizontes poderão ser tratados através de diversos atributos sísmicos que realçam diferentes características, a depender do interesse do observador ou da feição a ser destacada. Dois atributos comuns são o atributo de Amplitude e de Coerência (Figura 2). O atributo de Amplitude é baseado na intensidade do contraste de impedância acústica, realçando diferenças litológicas, presença de hidrocarboneto, contato óleo/água, e o atributo de Coerência ou Similaridade expressa a similaridade entre dois ou mais refletores sísmicos, e é utilizado para destacar falhas e feições como canais, vales ou qualquer outra estrutura que gera refletores sísmicos descontínuos (Herron 2011).

Figura 2 – Exemplo de aplicação de atributos sísmicos em horizontes observados no talude marinho. a) Aplicação de atributo baseado em Amplitude (Sylvester et al. 2012). b) Aplicação de atributo Coerência (Zhao et al. 2018). Os dados dos poços (9 poços) serão incorporados à interpretação sísmica para 1) correlacionar a sísmica com variações verticais de argilosidade e litotipos, 2) realizar seções de correlação de poços com controle do dado sísmico, 3) calibrar os contrastes de impedância acústica dos refletores sísmicos de acordo com o dado litológico obtido no poço. Os softwares utilizados serão o OpendTect 6.4.0, AnaSeTe 7.9.4, ArcGis 10.2.2 e o CorelDraw 8x. A pesquisa será desenvolvida nas dependências do LABAP em um computador disponibilizado pelo próprio laboratório.

Resultados esperados Os produtos almejados são: imageamento sísmico do topo e base do leque submarino e de pelo menos um horizonte interno; mapa de isópacas; seções de correlação de poços; identificação e caracterização de elementos deposicionais; análise geomorfológica qualitativa e quantitativa e um modelo de evolução estratigráfica. A pesquisa busca contribuir para os estudos da Geomorfologia Sísmica trabalhando com um alvo de estudo pouco comum até então, focado em depósitos soterrados relativamente profundos, acessando as feições geomorfológicas diretamente de um ambiente deposicional antigo. Além do mais, a pesquisa procura avançar na utilização da análise geomorfológica em função do empilhamento estratigráfico para a melhorar a compreensão do desenvolvimento do sistema cânion-leque submarino em ambiente marinho profundo.

Atividades Futuras A pesquisa seguirá o cronograma que foi baseado no calendário do mestrado do Programa de Pós-Graduação em Geologia (Figura 3).

Figura 3 - Cronograma da pesquisa a ser desenvolvida no mestrado.

Agradecimentos Agradeço ao LABAP pela oportunidade de realizar esta pesquisa, assim como a cessão do espaço físico e equipamentos. Agradeço a Petrobras pelo financiamento de bolsa de pesquisa e aquisição de estação de trabalho para interpretação sísmica através do projeto “Caruaçu”: Avaliação dos controles sedimentológicos, estratigráficos e tectônicos na distribuição dos reservatórios siliciclásticos (processo 2016/00284-7), em convênio firmado entre a empresa e a UFPR.

Referências

CARLOTTO M.A., RODRIGUES L.F. 2009. O Escorregamento Maricá - anatomia de um depósito de fluxo gravitacional de massa do Maastrichtiano, Bacia de Santos. Boletim de Geociências da Petrobras, 18: 51–67. CATUNEANU O. 2006. Principles of Sequence Stratigraphy. Elsevier, 375p. CATUNEANU O., ABREU V., BHATTACHARYA J.P., BLUM M.D., DALRYMPLE R.W., ERIKSSON P.G., FIELDING C.R., FISHER W.L., GALLOWAY W.E., GIBLING M.R., GILES K.A., HOLBROOK J.M., JORDAN R., KENDALL C.G.S.C., MACURDA B., MARTINSEN O.J., MIALL A.D., NEAL J.E., NUMMEDAL D., POMAR L., POSAMENTIER H.W., PRATT B.R., SARG J.F., SHANLEY K.W., STEEL R.J., STRASSER A., TUCKER M.E., WINKER C. 2009. Towards the standardization of Sequence Stratigraphy. Earth-Science Reviews, 92: 1–33. DEPTUCK M.E., SYLVESTER Z., PIRMEZ C., O’BYRNE C. 2007. Migration-aggradation history and 3-D seismic geomorphology of submarine channels in the Pleistocene Benin-major Canyon, western Niger Delta slope. Marine and Petroleum Geology, 24: 406–433. GEE M.J.R., GAWTHORPE R.L. 2007. Early evolution of submarine channels offshore Angola revealed by three- dimensional seismic data. In: DAVIES R.J., POSAMENTIER H.W., WOOD L., CARTWRIGHT J.A. (eds) Seismic Geomorphology: Applications to Hydrocarbon Exploration and Production. Geological Society, London, Special Publications, 223–235. HERRON D.A. 2011. First Steps in Seismic Interpretation. Society of Exploration Geophysicists, 217p. HUNT D., TUCKER M.E. 1992. Stranded parasequences and the forced regressive wedge systems tract: deposition durin base-level fall. Sedimentary Geology, 81: 1–9. MOREIRA J.L.P., MADEIRA C.V., GIL J.A., MACHADO M.A.P. 2007. Bacia de Santos. Boletim de Geociências da Petrobras, 15: 531–549. MUTTI E., NORMARK W.R. 1991. An integrated approach to the study of turbidite systems. In: WEIMER P., LINK M.H. (eds) Seismic Facies and Sedimentary Processes of Submarine Fans and Turbidite Systems. Springer Science+Business Media, 75–106. PEREIRA M.J., BARBOSA C.M., ANGRA J., GOMES J.B., ARANHA L.G.F., SAITO M., RAMOS M.A., CARVALHO M.D., STAMATO M., BAGNI O. 1986. Estratigrafia da Bacia de Santos: análise das sequências, sistemas deposicionais e revisão litoestratigráfica. Anais do XXXIV Congresso Brasileiro de Geologia, 1: 65– 89. PLINT A.G., NUMMEDAL D. 2000. The Falling Stage Systems Tract: recognition and importance in sequence stratigraphic analysis. In: HUNT D., GAWTHORPE R.L. (eds) Sedimentary Responses to Forced Regressions. Geological Society, London, Special Publications, 1–17. POSAMENTIER H.W., VAIL P.R. 1988. Eustatic controls on clastic deposition II - sequence and systems tract models. In: WILGUS C.K., HASTINGS B.S., POSAMENTIER H.W., VAN WAGONER J.C., ROSS C.A., KENDALL C.G.S.C. (eds) Sea-Level Changes - An Integrated Approach. SEPM, Special Publication, 42: 125– 154. POSAMENTIER H.W., ERSKINE R.D. 1991. Seismic expression and recognition criteria of ancient submarine fans. In: WEIMER P., LINK M.H. (eds) Seismic Facies and Sedimentary Processes of Submarine Fans and Turbidite Systems. Springer Science+Business Media, 197–222. POSAMENTIER H.W., ERSKINE R.D., MITCHUM R.M. 1991. Models for submarine-fan deposition within a Sequence-Stratigraphic framework. In: WEIMER P., LINK M.H. (eds) Seismic Facies and Sedimentary Processes of Submarine Fans and Turbidite Systems. Springer Science+Business Media, 127–136. POSAMENTIER H.W., KOLLA V. 2003. Seismic Geomorphology and Stratigraphy of depositional elements in deep-water settings. Journal of Sedimentary Research, 73: 367–388. POSAMENTIER H.W., DAVIES R.J., CARTWRIGHT J.A., WOOD L. 2007. Seismic geomorphology - an overview. In: DAVIES R.J., POSAMENTIER H.W., WOOD L., CARTWRIGHT J.A. (eds) Seismic Geomorphology: Applications to Hydrocarbon Exploration and Production. Geological Society, London, Special Publications, 1– 14. PRATHER B.E., PIRMEZ C., SYLVESTER Z., PRATHER D.S. 2012. Stratigraphic response to evolving geomorphology in a submarine apron perched on the upper Niger Delta slope. In: PRATHER B.E., DEPTUCK M.E., MOHRIG D., VAN HOORN B., WYNN R.B. (eds) Application of the Principles of Seismic Geomorphology to Continental-Slope and Base-of-Slope Systems: Case Studies from Seafloor and Near- Seafloor Analogues. SEPM, Special Publication, 145–161. STRAUB K.M., MOHRIG D., PIRMEZ C. 2012. Architecture of an aggradional tributary submarine-channel network on the continental slope offshore Brunei Darussalam. In: PRATHER B.E., DEPTUCK M.E., MOHRIG D., VAN HOORN B., WYNN R.B. (eds) Application of the Principles of Seismic Geomorphology to Continental-Slope and Base-of-Slope Systems: Case Studies from Seafloor and Near-Seafloor Analogues. SEPM, Special Publication, 13–30. SYLVESTER Z., DEPTUCK M.E., PRATHER B.E., PIRMEZ C., O’BYRNE C. 2012. Seismic Stratigraphy of a shelf- edge delta and linked submarine channels in the northeastern Gulf of Mexico. In: PRATHER B.E., DEPTUCK M.E., MOHRIG D., VAN HOORN B., WYNN R. (eds) Application of the Principles of Seismic Geomorphology to Continental-Slope and Base-of-Slope Systems: Case Studies from Seafloor and Near-Seafloor Analogues. SEPM, Special Publication, 31–59. VAN WAGONER J.C., POSAMENTIER H.W., MITCHUM R.M., VAIL P.R., SARG J.F., LOUTIT T.S., HARDENBOL J. 1988. An overview of the fundamentals of Sequence Stratigraphy and key definitions. In: WILGUS C.K., HASTINGS B.S., POSAMENTIER H.W., VAN WAGONER J.C., ROSS C.A., KENDALL C.G.S.C. (eds) Sea- Level Changes - An Integrated Approach. SEPM, Special Publication, 42: 39–45. WOOD L.J., MIZE-SPANSKY K.L. 2009. Quantitative seismic geomorphology of a Quaternary leveed-channel system, offshore eastern Trinidad and Tobago, northeastern South America. AAPG Bulletin, 93: 101–125. ZHAO X., QI K., LIU L., GONG C., MCCAFFREY W.D. 2018. Development of a partially-avulsed submarine channel on the Niger Delta continental slope: Architecture and controlling factors. Marine and Petroleum Geology, 95: 30–49.

Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado. Data do Exame de Qualificação: 04/2021. Título original do Projeto de Pesquisa: Caracterização geomorfológica e estratigráfica de um sistema cânion-leque submarino do Cretáceo Superior no norte 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: Sim. Fonte pagadora: Petrobras. 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

Estudos Petrológicos de Recifes das Ilhas Oceânicas Atol das Rocas, Abrolhos e Trindade

Iana de Melo Ferro [email protected] Orientadora: Maria Cristina de Souza (Departamento de Geologia/Universidade Federal do Paraná)

Palavras-chave: Variação do nível do mar, Rochas carbonáticas, Holoceno.

Introdução Os principais estudos feitos sobre os recifes da época do Holoceno das Ilhas Oceânicas Atol das Rocas, Abrolhos e Trindade são de autoria de Almeida (1961), Leão (1982), Kikuchi & Leão (1997), Leão et al. (2003), Gherardi & Bosence (1999, 2001, 2005) e Angulo et al. (2018). Foram baseados principalmente na descrição das ilhas, composição e estrutura, e também na mudança de nível do mar no Oceano Atlântico, descrita como ligada à última máxima glacial (18 ka). Por conta das variações climáticas e de nível marinho, é importante uma constante descrição dos recifes para análise da situação e também para buscar sempre descobrir algum tipo de padrão relacionado a essas variações. Segundo Darwin (1839), Almeida (1955, 1961), Gass (1967), Nunn (1984) e Leão et al. (2003), as ilhas a serem estudadas são de origem vulcânica (Figura 1a) e possuem, segundo as descrições de Verrill (1868, 1901, 1912) e mais tarde de Laborel (1967, 1969), espécies endêmicas de recifes de coral. No entanto, os recifes brasileiros não são todos iguais ou passaram pelos mesmos processos, pois além das espécies coralíneas, existem os recifes de origem algais e vermitídeos, em diferentes morfologias, como os tipos em “franja”, “barreiras” e “atol” (Figura 1). Os recifes do tipo “franja” são aqueles recifes que bordejam a costa formando uma espécie de “arco” por vários quilômetros separados por estreitas lagoas rasas (Figura 1b). Os recifes do tipo “barreira” também bordejam à costa, mas são separados por lagoas mais largas e profundas (Figura 1c). Os recifes do tipo “atol” possuem formato circular, o qual costuma-se formar uma lagoa em seu centro, formando-se uma antiga caldeira (Figura 1d). Atol das Rocas (latitude 3º51’S; longitude 33º49’W) é uma ilha do tipo atol situado na porção off- shore a 266 km da cidade de Natal, capital do Rio Grande do Norte - Nordeste brasileiro (Figura 2a). Em seu topo, acumularam-se recifes coralíneos, sucedidos pelos os vermitídeos gastrópodes, corais, e alguns foraminíferos e esponjas (Kikuchi & Leão, 1997), especialmente quando a energia é crescente do lado barlavento do atol (Gherardi & Bosence, 2001). O Arquipélago de Abrolhos é um complexo recifal do tipo franja predominantemente de coral, formado por 5 ilhas (Santa Bárbara, Siriba, Redonda, Sueste e Guarita) tendo as atividades vulcânicas acrescidas em sua plataforma sendo a responsável pela formação do Banco dos Abrolhos (Leão et al., 2003). Essas ilhas juntas formam dois arcos, um voltado para a costa da ilha, onde estão abrigados os maiores e mais ricos recifes da região nordeste do Brasil, de várias formas e tamanhos, e o lado externo do arco voltado para a direção leste dessas ilhas, formado por chapeirões isolados de águas profundas (Leão, 1982). Está localizado na região leste da Bahia a cerca de 75 km de Caravelas, sob uma plataforma que se estende por mais de 1.000 km, e uma área em torno de 913 km² (Figura 2b). A Ilha de Trindade (latitude 20º50’S; longitude 29º30’W) é uma remota ilha de 10 km² e plataforma de 50 km², e está a 1.140 km de distância da costa do Espírito Santo, sudeste do Brasil (Figura 2c), corresponde a porção emergente do vulcanismo alcalino cenozóico. O lado NE da Ilha, nas praias de Cabritos, Andrada, Vermelha e Tartarugas, segundo Angulo et al. (2018), formou-se um ecossistema recifal produzido por tubos vermitídios e algumas algas, encontrados abaixo do nível do mar, mesmo durante a maré baixa, com sua superfície mergulhando suavemente ~1º em direção ao mar, de idades que variam entre ~5.060 a ~547 anos (¹⁴C cal a BP). a b

Vulcão Ativo Franja

c d

Barreiras Atol

Figura 1. Imagem esquemática da evolução morfológica de recife ao redor de vulcões: a) Vulcão ativo. Tipos de recifes: b) Franja; c) Barreiras; e d) Atol. (Fonte: Modificado de Fringing Reef Drawing).

a

c b

Figura 2. Localização das áreas de estudos: a) Atol das Rocas; b) Arquipélago de Abrolhos; e c) Ilha de Trindade. (Fonte: Modificado de Google Earth).

As amostras a serem estudadas são as mais próximas à superficie, com idades já conhecidas, presentes na tabela 1, cedidas pelo autor do artigo Angulo et al. (2018) da Ilha de Trindade. Tabela 1. Datação por radiocarbono. Legenda: (I) identificação da amostra, (N) natureza da amostra, (O) ocorrência, (F) facies, (¹⁴C a BP) anos antes do presente por radiocarbono, (¹⁴C cal a BP) anos antes do presente por radiocarbono calibrado, (L) referência do laboratório, (E) elevação acima do nível médio do mar, (H) elevação em relação ao nível homólogo atual, (P) paleo-nível do mar; (a) calcário de alga-vermelha, (s) arenito calcário, (c) coral, (rr) recifes restantes, (b) bioclásto, (br) beachrock, (r) recife, (bf) facie-praial. (Fonte: Angulo et al., 2018).

Devido a essas variações de idade, considera-se que o mesmo pode ocorrer nas outras ilhas a serem estudadas, mas só sua análise descritiva revelará que tipos de eventos esses recifes passaram, se houveram mudanças relacionados ao nível marinho entre essas idades e se existe uma correlação entre os mesmos ou se houve alguma mudança relacionada à gênese das rochas.

Estado da arte Os trabalhos de Backeuser (1918), Lamego (1940), Vallaux (1940), Andrade (1960), Ottmann (1963), Bigarella (1946), Maack (1947 e 1949), Almeida (1955 e 1961), Van-Andel & Laborel (1964), Bigarella (1965), Laborel (1969), Delibrias & Laborel (1969), Martin et al. (1979), Leão (1982), Suguio et al. (1985), Martin et al. (1996), Angulo & Lessa (1997), Kikuchi & Leão (1997), Martin et al. (1998), Lessa & Angulo (1998), Gherardi & Bosence (1999 e 2001), Martin et al. (2003), Leão et al. (2003), Angulo et al. (2006), Gherardi & Bosence (2005), Angulo & Souza (2014) e Angulo et al. (2018), entre seus estudos, análises e sínteses, destacaram a ocorrência de mudanças do nível marinho ao longo do litoral brasileiro durante o Holoceno, no qual entre suas evidências, o mar excedeu até ~5 m a cerca de ~5 ka, do seu nível atual. Entre pontos e contrapontos dessas discussões, o que ocorre desde então é a diminuição do nível relativo do mar e suas causas e efeitos ainda estão sendo estudadas. Segundo Neumann e Macintyre (1985), os recifes cresceram lateralmente pela costa até o início da degradação em alguns, como é o caso de Abrolhos. O desenvolvimento dos recifes corresponde a uma interação entre as mudanças do nível do mar, a topografia pretérita e a taxa de crescimento potencial dos construtores de estruturas dominantes. Abrolhos, Atol das Rocas e Trindade, passaram pelos processos de mudanças durante o Holoceno. Este trabalho irá promover as descrições e análises das rochas recifais mais próximas à superfície marinha na atualidade dessas ilhas, como forma de compreender os eventos ocorridos.

Materiais e Métodos Foram coletadas amostras pelos pesquisadores do Laboratório de Estudos Costeiros da UFPR para a análise e descrição através de métodos macro e microscópico. A descrição será feita em amostras de rochas carbonáticas dos recifes das ilhas oceânicas de Trindade, Atol das Rocas e Arquipélago de Abrolhos, um total de 40 amostras, no qual já foram enviadas à datação por método de radiocarbono. Após definidas suas idades, essas amostras serão analisadas e fotografadas, para observações em maior escala, o conteúdo cristalino, tamanho dos grãos, conteúdo fóssil, estrutura sedimentar, cor. Em seguida, serão enviadas ao laboratório para o corte e polimento, para melhor detalhamento da textura, grau de empacotamento e natureza dos grãos, dando sustentação aos estudos em micro escala a serem feitos por seções de lâminas delgadas sob microscópio óptico com luz transmitida (polarizadores paralelos ou cruzados), descrevendo estruturas de bioclastos, natureza da matriz, tipo de cimentação, mineralogia presente, microfósseis. Para a captura dos detalhes e seus registros, será acoplada uma câmera do computador ao microscópio óptico (Tucker & Brito, 2017). O método de descrição a ser utilizado, será beaseado no Sistema de Classificação para Rochas Carbonáticas modificado de Dunham (1962) por Embry & Klovan (1971) e no que diz respeito a recristalização total do carbonato, caso o tenha, utilizar-se-á Friedman (1965) e Sibley & Gregg (1987), como sugere Lokier & Junaibi (2016). Resultados Espera-se encontrar relativas mudanças de nível do mar e possíveis diferenças nas amostras coletadas de idades recentes às descritas em idades anteriores já estudadas, levando em consideração as mudanças que ocorreram no Oceano Atlântico no Holoceno.

Atividades Futuras Constantes estudos relacionadas à pesquisa serão feitos para a contínua atualização da base de dados. Além disso, serão desenvolvidos trabalhos em rochas carbonáticas dos recifes, como análise macroscópica, corte e polimento para análises mais detalhadas e, por fim, produção de seções delgadas para descrição dos minerais, marcadores biológicos, e qualquer tipo de ocorrência identificada nas amostras.

Agradecimentos Em especial ao CNPQ, pelo financiamento do projeto “Paleoníveis marinhos, paleoclima, paleogeografia e riscos geoambientais nas ilhas oceânicas brasileiras” ao qual o meu trabalho faz parte. Ao LECOST pelo acolhimento e infraestrutura necessária a realização deste trabalho. E ao Programa de Pós-Graduação da UFPR pela organização e atenção com os pesquisadores ingressantes de outros estados.

Referências Almeida F.F.M. 1955. Geologia e petrologia do arquipélago de Fernando de Noronha. Monografia 13, Departamento Nacional da Produção Mineral, Rio de Janeiro. 181p.

Almeida, F.F.M. 1961. Geologia e petrologia da Ilha da Trindade. Departamento Nacional de Produção Mineral, Rio de Janeiro 197f.

Andrade, G.O. 1960. O recife anular de Rocas, um registro de recentes variações eustáticas no Atlântico equatorial. Anais Hidrogr. DHN, Rio de janeiro, 18: 203-234.

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, 140: 141–166.

Angulo R.J., Lessa, G.C., Souza M.C. 2006. A critical review of mid- to late-Holocene sea-level fluctuations on the eastern Brazilian coastline. Quaternary Science Reviews, 25: 486-506.

Angulo, R. J., & de Souza, M. C. 2014. Revisão conceitual de indicadores costeiros de paleoníveis marinhos quaternários no Brasil. Quaternary and Environmental Geosciences, 5(2).

Angulo, J.R., Souza, M.C., Barboza, E.G., Rosa, M.L.C.C., Fernandes, L.A., Guedes, C.C.F., Oliveira, L.H.S., Manzolli, R.P., Disaró, S.T., Ferreira, A.G., Martin, C.M., 2018. Quaternary sealevel changes and coastal evolution of the Island of Trindade, Brazil. Journal of South American Earth Sciences, 84: 208-222.

Backeuser E. 1918. A faixa litorânea do Brasil Meridional. Ontem e hoje. Tyy. Besnard Frêres, Rio de Janeiro. 207p.

Bigarella J.J. 1946. Contribuição ao estudo da planície litorânea do Estado do Paraná. Arquivos de Biologia e Tecnologia, 1: 75-11.

Bigarella J.J. 1965. Subsídios para o estudo das variações do nível oceânico no Quaternário Brasileiro. Anais da Academia Brasileira de Ciências, 37: 263-278.

Darwin, C., 1839. Geology and Natural History on the Various Countries Visited by H.M.S. Beagle. Journal of Researches. Henry Colburn, London, pp. 615 Under the Command of Captain Fitzroy, R.N. from 1832-1836.

Delibrias G., Laborel J. 1969. Recent variations of the sea level along the Brazilian coast. Quaternaria, 14: 45-49.

Dunham, R.J. 1962. Classification of carbonate rocks according to depositional texture. In: Classification of Carbonate Rocks (Ed. W.E. Ham), Am. Assoc. Pet. Geol. Mem., 1: 108–121.

Embry, A.F. and Klovan, J.E. 1971. A Late Devonian reef tract on Northeastern Banks Island, NWT. Bull. Can. Pet. Geol., 19: 730–781. Friedman, G.M. 1965. Terminology of crystallization textures and fabrics in sedimentary rocks. J. Sed. Res., 35: 643–655.

Gass, I. G., 1967. Geochronology of the Tristan da Cunha group of islands. Geological Magazine, 104: 160-170.

Gherardi, D. F. M., Bosence, Æ. D. W. J., 1999. Modeling of the ecological succession of encrusting organisms in recent coralline-algal frameworks from Atol das Rocas, Brazil. Palaios, 145-158 p.

Gherardi, D. F. M., & Bosence, Æ. D. W. J., 2001. Composition and community structure of the coralline algal reefs from Atol das Rocas, South Atlantic, Brazil. Coral reefs, 19: 205-219.

Gherardi, D. F. M., Bosence, Æ. D. W. J., 2005. Late Holocene reef growth and relative sea-level changes in Atol das Rocas, equatorial South Atlantic Received. Coral Reefs, 24: 264-272.

Kikuchi, R. K. P., & Leão, Z. M. A. N., 1997. Rocas (Southwestern Equatorial Atlantic, Brazil): An atoll built primarily by coralline algae. In Proc 8th Int Coral Reef Symp, Panamá 1: 731-736 p.

Laborel, J.L. 1967. A revised list of Brazilian scleractinians corals and descriptions of a new species. Postilla Mus. Nat. Hist., Yale Univ. 107: 1-14.

Laborel, J.L. 1969. Madreporaires et hydrocoralliaires recifaux des côtes brésiliennes. Systematique, ecologie, repartition verticale et geographie. Ann. Inst. Oceanogr. Paris 47: 171-229.

Lamego A.R. 1940. Restingas na costa do Brasil. Boletim do Departamento nacional de Produção Mineral, Rio de Janeiro, 96: 1-65.

Leão, Z.M.A.N. 1982. Morphology, geology and developmental history of the southermost coral reefs of Western Atllantic, Abrolhos Bank, Brazil. Ph.D. Dissertation, Rosenstiel School of Marine and Atmospheric Science, University of Miami, Florida, 218 p.

Leão, Z.M.R., Kikuchi, K.P., Testa, V., 2003. Corals and coral reefs of Brazil. Latin American coral reefs. Elsevier Science, 9-52.

Lokier, S. W., & Al Junaibi, M. 2016. The petrographic description of carbonate facies: are we all speaking the same language?. Sedimentology, 63(7): 1843-1885.

Maack R. 1947. Breves notícias sobre a geologia dos Estados do Paraná e Santa Catarina. Arquivos de Biologia e Tecnologia, 2: 66-154.

Maack R. 1949. Espessura e seqüência dos sedimentos quaternários no litoral do Estado do Paraná. Arquivos de Biologia e Tecnologia, 4: 271-295.

Martin L., Dominguez J.M.L., Bittencourt A.C.S.P. 2003. Fluctuating Holocene sea levels is eastern and southeastern Brazil: evidence from a multiple fossil and geometric indicators. Journal of Coastal Research, 19: 101–124.

Martin, L., Flexor, J.M., Vilas, G.S.B., Bittencourt, A.C.S.P. & Guimarães, M.M.M. 1979. Courbe de variations du niveau relatif de la mer au cours des 7000 dernières années sur un secteur homogène du littoral brésilien (nord de Salvador-Bahia). Proc. Int. Symp. Coastal Evol. Quaternary, São Paulo, Brasil: 264-274.

Martin, L., Suguio, k., Flexor, J.M., Dominguez, J.M.L. & Bittencourt, A.C.S.P. 1996. Quaternary sea-level history and variation in dynamics along the central Brazilian coast: Consequences on coastal plain construction. An. Acad. Bras. Ci. 68: 303-354.

Neumann, A.C. & Macintyre, I.G. 1985. Reef response to sea level rise: keep-up, catch-up or give-up. Proc.5 th Int. Coral Reef Congr., Tahiti 3: 105-110.

Nunn, P. D. 1984. Occurrence and ages of low-level platforms and associated deposits on South Atlantic coasts: Appraisal of evidence for regional Holocene high sea level. Progress in physical geography, 8: 32-58.

Ottmann F. 1963. “L’Atol das Rocas” dans l’Atlantique sud torpical. Revue de Géogrphie Physique et de Géologie Dynamique, 5(2): 101-107. Sibley, D.F. and Gregg, J.M. 1987. Classification of dolomite rock textures. J. Sed. Petrol., 57: 967–975.

Suguio, K., Martin, L., Bittencourt, A. C., Dominguez, J. M., Flexor, J. M., & de Azevedo, A. E. 1985. Flutuações do nível relativo do mar durante o Quaternário Superior ao longo do litoral brasileiro e suas implicações na sedimentação costeira. Revista Brasileira de Geociências, 15(4): 273-286.

Tucker, M.E. & Brito, D.D. 2017. Petrologia Sedimentar Carbonática: Iniciação com base no registro geológico do Brasil. - UNESP – IGCE-UNESPetro, Técnicas Empregadas no Estudo de Rochas Carbonáticas, Rio Claro, 3: 7- 16.

Vallaux C. 1940. La formation atolliense de Rocas (Brésil). Bulletin de L'Insnstitut Océanographique, 37: 1-8.

Van-Andel T.H., Laborel J. 1964. Recent high relative sea level stand near Recife, Brazil. Science, 145: 580-581.

Verrill, A.E. 1868. Notes of the radiate in the Museum of Yale College, with descriptions of new genera and species. 4. Notes of the corals and echinoderms collected by Prof. C.F. Hartt at the Abrolhos reefs, Province of Bahia, Brazil. Connecticut Acad. Arts Sci. Transact. I: 351-371.

Verrill, A.E. 1901. Variations and nomenclature of Bermudian, West Indian and Brazilian reef corals with notes on various Indo-Pacific corals. Connecticut Acad. Arts Sci. Transact. XI: 66-116.

Verrill, A.E. 1912. The gorgonians of the Brazilian coast. J. Acad. Nat. Sci. Philadelphia 2: 373-404.

Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado. Data do Exame de Qualificação: Junho/2020) Título original do Projeto de Pesquisa: Estudos Petrológicos de Recifes das Ilhas Oceânicas Atol das Rocas, Abrolhos e Trindade. 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

A temperatura da superfície do Atlântico Sudoeste no Quaternário superior: revisão sistemática da literatura e meta-análise.

Ilara da Rocha Santos [email protected] Orientadora: Renata Hanae Nagai (PPG Geologia/UFPR)

Palavras-chave: reconstrução, Holoceno, circulação oceânica.

Introdução

Os oceanos desempenham uma importante influência no clima, pois armazenam e transportam grandes quantidades de calor, água doce e carbono e ainda fazem trocas dessas propriedades com a atmosfera (Campos, 2014). As reconstruções paleoceanográficas têm potencial para melhorar o entendimento sobre as condições do sistema climático global e dos mecanismos responsáveis pela variabilidade climática do Planeta e em diferentes escalas de tempo (orbital a multi-decadal), incluindo eventos abruptos, que permitem a construção de cenários de referência para modelos de previsão climática (Masson-Delmotte et al., 2013). As anomalias da temperatura da superfície do mar (TSM) e da quantidade de calor armazenado na camada de mistura dos oceanos podem resultar em alterações consideráveis na circulação atmosférica e no ciclo hidrológico nos continentes (Campos, 2014). Dessa forma, a grande maioria das reconstruções paleoceanográficas visa reconstruir essa variável.

O interesse pela paleoceanografia do Atlântico Sudoeste é relativamente recente, com aumento significativo de estudos apenas nos últimos 15 anos (Chiessi, 2013). Diversos autores focaram suas pesquisas paleoceanográficas na compreensão dos padrões de circulação superficial (0-100 m) e profunda (>2000 m) nos últimos 21 mil anos (ka) - no Último Máximo Glacial (UMG), ao longo do Deglacial e no Holoceno (11,7 mil anos – Presente) com base, principalmente, em associações e na geoquímica de testas de foraminíferos planctônicos e bentônicos. As observações paleoceanográficas, no entanto, estão limitadas a pequenos domínios geográficos, o que dificulta a percepção de eventos climáticos globais que ocorreram no passado da Terra. Uma vez que a compreensão destes eventos requer observações em grandes escalas espaciais e temporais, por isso, a integração de diferentes conjuntos de dados torna-se crítica para a melhor compreensão do clima no passado (McKay e Emile- Geay, 2016).

Este trabalho tem como objetivo reconstruir a temperatura da superfície do mar (TSM) do Atlântico Sudoeste no Quaternário superior a partir da revisão sistemática dos trabalhos publicados na área de estudo e da aplicação de uma meta-análise as estimativas de TSM obtidas por meio de diferentes proxies. Assim, poderemos inferir se é possível que associações de diferentes proxies resultem na reconstrução da TSM no Quaternário superior e se através desta reconstrução da TSM é possível estimar variações climatológicas futuras.

Na porção do Atlântico Sudoeste existe uma região com a dinâmica bastante complexa conhecida como a Confluência Brasil-Malvinas (CBM). Sua formação ocorre pelo encontro da Corrente do Brasil (CB) que flui em direção ao sul, e pela Corrente das Malvinas (Falkland) (CM), que flui em direção ao norte (Fig. 1). Devido às diferenças de TSM entre as massas de água, em camadas superficiais, podem chegar a valores maiores que 5ºC, sendo considerada uma das mais energéticas do oceano (Chelton et al., 1990).

Figura 1: Circulação Superficial média do Oceano Atlântico Sul. Fonte: Peterson e Stramma (1991) adaptada por Russo (2009).

Estado da Arte

O Holoceno, Época mais recente do período Quaternário superior, abrange os últimos 11.700 anos e é caracterizado por mudanças do nível relativo do mar, nos processos geomorfológicos e hidrológicos, pelo desenvolvimento da vegetação moderna e pela significativa estabilidade do clima, sendo esta última caracterizada, principalmente, pelo aumento significativo da temperatura global desde o Ultimo Maximo Glacial (Walker et al., 2012). Dentro desta época ainda existem outras subdivisões, sendo: Holoceno inferior (11.7 – 7 mil anos); Holoceno médio (7 – 4 mil anos), essas duas épocas caracterizada pelo aumento da temperatura do ar global; e Holoceno tardio (iniciando a 4 – 5 mil anos) o qual apresenta uma diminuição da temperatura do ar global até o período da Revolução Industrial (Walker et al., 2012). Estudar o Holoceno é importante para os processos oceanográficos atuais, uma vez que as condições dos sistemas climáticos globais não sofreram mudanças extremas durante esta Época. Wanner et al (2015) ainda ressalta que um grande número de registros proxie de alta resolução temporal possibilitam a interpretação robusta das mudanças que ocorreram ao longo do Holoceno, assim o estudo das variações climáticas modernas de longo prazo se tornam viáveis (Villalba et al., 2009).

Contudo, a maior parte dos estudos paleoceanográficos e paleoclimáticos disponíveis são provenientes do Hemisfério Norte (Villalba et al., 2009). Em Wanner et al (2015), para este hemisfério, encontraram aumento de temperatura do ar em 9.5 e 7 mil anos atrás. Os autores então relacionaram estas oscilações de temperatura com a reorganização do sistema climático global em resposta as mudanças na direção de correntes oceânicas causadas pelo derretimento das calotas polares do Hemisfério Norte. Ainda em Wanner et al (2008 e 2015) sugere-se que mudanças na incidência de energia solar no Hemisfério Norte, durante o Holoceno médio, promoveram o deslocamento da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) para o sul. Isso resultou em conseqüências no sistema de monções da África e Ásia que foram enfraquecidos, aumentando a aridez nestes continentes. No Hemisfério Sul, estas oscilações são pouco visíveis em razão da ausência de estudos para este hemisfério (Wanner et al., 2015).

Durante o Holoceno, a porção equatorial do Atlântico Sul apresentou aumento de TSM de aproximadamente 1ºC, com aumento significativo durante o Holoceno médio. Este aumento está relacionado principalmente com mudanças atmosféricas causadas pela incidência solar nas altas latitudes do Hemisfério Norte ou a anomalias da salinidade do Atlântico Sul devido a alterações na Corrente das Agulhas (Santos et al., 2013).

As quatro correntes principais que compõem o Atlântico Sul são: a Corrente do Brasil (CB) se localiza a oeste do giro tropical do Atlântico Sul e flui em direção ao sul; a Corrente do Atlântico Sul (CAS), que segue em direção leste; a Corrente de Benguela (CBE) que se localiza na borda do continente Africano e flui em direção norte; e a Corrente Sul Equatorial (CSE) que se bifurca dando origem as Correntes do Brasil e a Corrente Norte do Brasil (CNB) na costa nordeste brasileira (Peterson; Stramma, 1991). A corrente de maior influência na costa brasileira é a CB que transporta águas quentes, salinas e oligotróficas para o sul até encontrar-se com a Corrente das Malvinas (CM), região conhecida como confluência Brasil-Malvinas (Stramma, 1991).

Chiessi et al. (2014) analisaram testemunhos amostrados no talude continental do Uruguai a fim de avaliar a oscilação da temperatura e salinidade na coluna d’água da CB no Holoceno tardio. Como resultados reportaram aumento de 3ºC na TSM e associaram este aumento com as mudanças na intensidade da CB e da Circulação Meridional do Atlântico. Além disso, os mesmos autores observaram oscilações de TSM com periodicidade de cerca de 730 anos durante o Holoceno tardio. Esta periodicidade também foi observada em registros Proxy de massas d’água de fundo nas altas latitudes no Atlântico norte (Chiessi et al., 2014). Estas oscilações ainda não possuem uma forçante definida, mas acredita-se que houve uma mudança na absorção de energia solar ou na circulação oceânica global.

Material e Métodos

A presente proposta de trabalho irá realiza uma revisão sistemática da literatura existente sobre a paleoceanografia do Atlântico Sudoeste. A busca sistemática, seleção e categorização de estudos permitem resultados claros e reprodutíveis e ajuda a limitar potenciais vieses (Booth et al., 2016). Além disso, Petticrew e Roberts (2008) salientam que uma revisão sistemática da literatura mapeia áreas de incerteza e identifica lacunas na pesquisa, fornecendo uma visão geral melhor dos estudos que pesquisam o mesmo tópico. Para a revisão sistemática da literatura serão definidos protocolos de busca e critérios objetivos para o exame da literatura encontrada.

A revisão sistemática da literatura terá seis etapas (Paré e Kitsiou, 2015): (1) construção de uma pergunta para conduzir a revisão e o desenvolvimento de uma estratégia de busca (base de dados e termos de busca) baseada em critérios claros de inclusão para identificação dos trabalhos relevantes; (2) realização da pesquisa de trabalhos usando múltiplas bases de dados e fontes de informação, incluindo fontes de literatura cinzenta; (3) seleção dos artigos com base em um conjunto predeterminado de critérios; (4) análise e síntese da literatura restante; (5) apresentação das informações encontradas de forma resumida e em tabelas; (6) interpretação das informações encontradas.

A reconstrução da TSM do Atlântico SW no Quaternário superior, será realizada por meio da meta-análise de estimativas de TSM obtidas nas bases de dados paleoclimatológicos do World Data Center for Paleoclimatology da National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA – http://www.ncdc.noaa.gov/paleo/wdc-paleo.html), PANGEA (http://www.pangaea.de/) e Linked Paleo Data (LiPD) framework (http://wiki.linked.earth/Linked_Paleo_Data). Os registros encontrados serão selecionados por meio de critérios que envolvem entre outros, a robustez do controle cronológico do registro e qualidade do dado apresentado, seguindo as diretrizes de Ballantyne et al. (2005) e McGregor et al. (2015).

Resultados

O projeto prevê como resultado a produção de dois artigos científicos. O primeiro a ser gerado no final do 1° ano do curso (artigo 1) e segundo no final do curso (artigo 2). O título do primeiro artigo será “The paleoceanography of the SW Atlantic: a review”. Este trabalho terá como objetivo apresentar uma revisão sistemática das reconstruções paleoceanográficas já realizadas no Atlântico Sudoeste, buscando fornecer uma visão mais consolidada da evolução paleoceanografica e das lacunas no conhecimento dessa importante porção do Atlântico Sudoeste. Esse trabalho terá potencial para ser submetido à revistas como a “Earth-Science Reviews” (Qualis A1 na área da biodiversidade) ou a “Quaternary Science Reviews” (Qualis A2 na Biodiversidade). O segundo, potencialmente intitulado “Meta-analysis of the SW Atlantic surface temperatures since the Last Glacial Maximum”, contemplará uma meta-análise de estimativas de TSM, disponíveis nas principais bases de dados paleoceanográficos, para o Atlântico Sudoeste. A submissão desse trabalho vislumbra a revista “Geophysical Research Letters” (Qualis A1 na área da biodiversidade) ou “Climate of the Past” (sem Qualis na Biodiversidade, FI 3,638).

Atividades Futuras

As atividades acadêmicas e de pesquisa serão desenvolvidas durante o período de 24 meses, referentes ao período de mestrado, com previsão de conclusão em março de 2021. As atividades listadas na tabela 1 têm como metas a entrega do volume de dissertação e também dois artigos científicos como resultado da pesquisa.

Tabela 1. Cronograma das atividades e período previstos ao longo do mestrado.

2019 2020 2021

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

Pesquisa Bibliográfica

Conclusão dos Créditos

Preparação do Banco de Dados

Interpretação dos Dados

Prática de Docência

Análise de Dados

Qualificação

Produção de Trabalhos Científicos

Submissão dos Artigos

Produção da Dissertação

Defesa da Dissertação

Agradecimentos

Agradeço minha orientadora Renata Hanae Nagai pela oportunidade de trabalhar no LabPaleo2 no Centro de Estudos do Mar – UFPR. Ao programa de Pós Graduação em Geologia da Universidade Federal do Paraná pela oportunidade e suporte para o desenvolvimento da pesquisa. Aos amigos e colegas de laboratório e da vida que participam desta trajetória.

Referências

Booth, A.; Sutton, A.; Papaioannou, D. 2016. Systematic Approaches to a Successful Literature Review; Sage: Thousand Oaks, CA, USA.

Campos, E.J.D. 2014. O papel do oceano nas mudanças climáticas globais. Revista USP, v. 103, p. 55– 66.

Chiessi, C.M. 2013. Late Quaternary paleoceanography of the western South Atlantic: recent achievements and future research directions. Palcomm – Inqua Palaeoclimate Commission. Perspectives. p. 1-10.

Chiessi, C.M., Mulitza, S., Groeneveld, J., Silva, J.B., Campos, M.C., Gurgel, M.H.C. 2014. Variability of the Brazil Current during the late Holocene. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 415, 28-36. Chiessi, C.M., Mulitza, S., Paul, A., Patzold, J., Groeneveld, J., Wefer, G. 2008. South Atlantic interocean exchange as the trigger for the Bølling warm event. Geology, 36, 919–922.

Masson-Delmotte, V., M. Schulz, A. Abe-Ouchi, J. Beer, A. Ganopolski, J.F. González Rouco, E. Jansen, K. Lambeck, J. Luterbacher, T. Naish, T. Osborn, B. Otto-Bliesner, T. Quinn, R. Ramesh, M. Rojas, X. Shao And A. Timmermann. 2013. Information from Paleoclimate Archives. In: Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Stocker, T.F., D. Qin, G.- K. Plattner, M. Tignor, S.K. Allen, J. Boschung, A. Nauels, Y. Xia, V. Bex and P.M. Midgley (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA.

Mckay, N.P. E Emile-Geay, J. 2016. Technical note: The Linked Paleo Data framework – a common tongue for paleoclimatology. Climate of the Past, 12:1093–1100. doi:10.5194/cp-12-1093-2016.

Paré, G., And Kitsiou, S. 2015. Methods for Literature Review, in Handbook of Ehealth Evaluation: An Evidence-Based Approach, F.Lau and C. Kuziemsky (eds), Vol3. University of Victoria Library Press, pp 281-299.

Peterson, R.G., Stramma, L. 1991. Upper-level circulation in the South At Progress in Oceanography. 26, 1–73. Pivel. http://dx.doi.org/10.1016/0079- 6611(91)90006-8.

Petticrew, M.; Roberts, H. 2008. Systematic Reviews in the Social Sciences: A Practical Guide; Blackwell: Oxford, UK.

Santos, T. P., Franco, D. R., Barbosa, C. F., Belem, A. L., Dokken, T., Albuquerque, A. L. S. 2013. Millennial-to centennial-scale changes in sea surface temperature in the tropical South Atlantic throughout the Holocene. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 392, 1-8.

Stramma, L.; England, M. H. 1999. On the water masses and mean circulation of the South Atlantic Ocean. Journal of Geophysical Research-Oceans, 104, 20863-20883.

Villalba, R., Grosjean, M., Kiefer, T. 2009. Long-term multi-proxy climate reconstructions and dynamics in South America (LOTRED-SA): state of the art and perspectives. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 281(3), 175-179.

Walker, M. J. C., Berkelhammer, M., Björck, S., Cwynar, L. C., Fisher, D. A.,Long, A. J., Lowe, J.J., Newnham, R.M., Rasmussen, S.O. Weiss, H. 2012. Formal subdivision of the Holocene Series/Epoch: a Discussion Paper by a Working Group of INTIMATE (Integration of ice-core, marine and terrestrial records) and the Subcommission on Quaternary Stratigraphy (International Commission on Stratigraphy). Journal of Quaternary Science, 27(7), 649-659.

Wanner, H., Beer, J., Buetikofer, J., Crowley, T.J., Cubasch, U., Flueckiger, J., Goosse, H., Grosjean, M., Joos, F., Kaplan, J.O., Kuettel, M. 2008. Mid-to Late Holocene climate change: an overview. Quaternary Science Reviews, 27(19), pp.1791-1828.

Wanner, H., Mercolli, L., Grosjean, M., Ritz, S.P. 2015. Holocene climate variability and change: a data- based review. Journal of the Geological Society, 172(2), pp.254-263.

Dados Acadêmicos

Modalidade: mestrado – PIPG Ingresso na pós-graduação: 04/2019. Data do exame de qualificação: 06/2020. Título original do Projeto de Pesquisa: “A porção superior da circulação meridional do Atlântico no Quaternário Superior: uma visão do Atlântico Sudoeste” (CNPq processo n° 409749/2016-8). Área de Concentração: geologia ambiental. Linha de Pesquisa: 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

Dolomitização hidrotermal e geração de porosidade em mármores e brechas carbonáticas mesoproterozoicas: estudo de caso na Formação Água Clara, Cinturão Ribeira, Brasil Janaína Pereira Duarte [email protected] Orientador(a): Leonardo Evangelista Lagoeiro // Coorientador(a):Cristina Valle Pinto-Coelho

Palavras-chave: dolomitização; porosidade; Formação Água Clara.

Introdução O processo de dolomitização é um dos mais importantes para caracterização de reservatórios carbonáticos (Tucker and Wright, 1990). No entanto, estudos em escalas micro e nanoscópicas são questões pouco pesquisadas, incluindo-se reações químicas de substituição e os meios facilitadores (ex. estruturas, deformações e maclas) que atuam na transformação do carbonato de cálcio em carbonato de cálcio e magnésio. Nesse contexto, os mármores e brechas carbonáticas mesoproterozoicos da Formação Água Clara aflorantes na Mina Rio Bonito (MRB), em Campo Largo (PR) são alvos importantes para aplicação de estudos de técnicas em escalas variadas, uma vez que as rochas ali presentes foram submetidas a eventos de dolomitização multifásica gerados por fluidos que atuaram no fraturamento hidráulico com consequente formação de brechas e espaço poroso (Pinto Coelho et al., 2008a, 2008b). Sendo assim, o objetivo desse trabalho é: 1) Determinar a relação entre a dolomitização e a geração de espaço poroso; 2) Caracterizar os mecanismos de substituição da calcita pela dolomita; 3) Caracterizar os fluidos dolomitizantes, sua origem e composição.

Formação Água Clara A Formação Água Clara se localiza no domínio oeste da Zona de Cisalhamento Lancinha, um lineamento estrutural (Passarelli et al., 2011) localizado no setor central do Cinturão Ribeira (Basei et al., 1992; Campanha et al., 2008). Essa unidade geológica foi submetida a eventos progressivos de metamorfismo e deformação (Fassbinder, 1996), e compõe-se por mármore, rocha calcisilicáticas, micaxisto, xisto anfibólio e quartzito, brecha dolomítica e metabasito (Heilbron et al., 2004). Neste contexto geológico, MRB, circunscrita na parte sul da Formação Água Clara, apresenta um controle estrutural compressivo-transpressivo (Campanha et al., 2008), caracterizado predominantemente por zonas de cisalhamento dextral com direções nordeste, e por diques menores de diabásio que tendem a NW (Fiori, 1994). Os mármores e brechas dolomíticas da MRB são produtos de distintos episódios de dolomitização multifásica (Pinto-Coelho et al. 2008b), onde o primeiro deles, por soterramento, gera mármores dolomíticos, com formação de dolomita do tipo substituição (Ds). Estilólitos e fraturas atuaram como sítios de dissolução, percolação e precipitação de fluidos, originando brechas dolomíticas, com tipos texturais de dolomita de preenchimento (Dp), cada uma destas texturas apresentam características texturais que as diferenciam. Com isso, são definidos três tipos texturais de dolomita Ds nos fragmentos e três no preenchimento (Dp); o material de preenchimento ocorre formando vênulas e veios ou preenchendo cavidades, no último caso é comum a presença de dolomita em sela. Calcita, quartzo e fluorita são fases finais de preenchimento (Souza et al. 2018).

Materiais e métodos Os métodos utilizados para alcançar os objetivos propostos são: petrografia; microtomografia computadorizada de raios X (micro-CT); microtermometria de inclusões fluidas e microscopia eletrônica de varredura associada à difração de elétrons retro-espalhados (MEV-EBSD). As seções delgadas selecionadas para a técnica de MEV-EBSD passam por uma rotina de ultrapolimento, em politrizes mecânicas, com a utilização de tecidos de polimento com material abrasivo de granulometria de 1µm e 0,25µm. A última etapa de polimento é de natureza mecânico-química realizada com sílica coloidal. O processamento dos dados obtidos no EBSD foi realizado no software Channel HKL 5, com geração de mapas de fase, de tamanho de grão, de borda de grão, de orientação cristalográfica e figuras de polo.

Resultados e discussões preliminares Os estudos petrográficos mostram que as dolomitas de preenchimento (Dp2 – dolomita micritica e Dp3 – dolomita em sela) ocorrem com maior frequência nos mármores e brechas dolomíticas; nos mármores dolomíticos os valores de porosidade variam de 0,8 a 0,77% com poros associados a Dp2, em seções delgadas é possível observar a presença de espaços vazios nas proximidades dos estilólitos de alta amplitude e/ou quando ocorre superimposição entre estilólitos. De acordo com, Carozzi e von Bergen (1987) a estilolitização e amplitude dos estilólitos são fatores importantes a se considerar na geração de rochas reservatórios. Em estudos de rochas carbonáticas os autores afirmam que estilólitos de alta amplitude combinados com fraturamento, e estilólitos superimpostos são excelentes aliados na geração de porosidade secundária. Os valores de porosidade obtidos nas brechas dolomíticas variam de 0,41 a 1,03% com poros associados às cavidades preenchidas parcialmente por dolomita em sela, e em menor proporção por quartzo e/ou fluorita. A dolomita em sela ocorre preferencialmente no preenchimento de cavidades. Sua gênese ocorreu concomitantemente ao fraturamento hidráulico que afetou a área. Sendo assim, a geração de espaço durante o fraturamento e a entrada de novos fluidos dolomitizantes (responsáveis pela precipitação da Dp3) atuaram de forma importante para a geração de porosidade secundária intercristalina (Pinto-Coelho et al. 2019). A análise microtermométrica de inclusões fluidas foi realizada em cristais de calcita (Cal1) do mármore calcítico encaixante da brecha dolomítica; dolomita (Ds1) amostrada em fragmentos do mármore dolomítico encontrados na brecha; dolomita em sela (Dp3), calcita (Cal2), quartzo (Qtz) e fluorita (Fl) no preenchimento de cavidades na brecha. As inclusões fluidas foram classificadas em dois tipos: i) tipo 1, aquosas, interpretadas como primárias em todas as fases minerais analisadas e ii) tipo 2, bifásicas, secundárias, ocorrendo principalmente em Cal2 e Qtz. Os resultados microtermométricos são resumidos na Tabela 1.

Tabela 1 – Dados microtermométricos para as inclusões fluidas dos tipos 1 e 2 encontradas em mármores e brechas carbonáticos. T T (Gelo) T (Halita) T NaCl (%peso) Tipo Rocha Mineral Composição Fases CO2 m m h Min. Max. Min. Max. Min. Max. Min. Max. Min. Max.

Mármore calcítico Cal1 Na-CaCl2-H2O L+V -55.9 -52.9 -5.5 -0.2 -22.7 -22.0 94.7 150.0 4.55 5.75

Mármore dolomítico Ds1 Na-CaCl2-H2O L+V -57.8 -56.3 -13.5 -7.0 -27.9 -26.1 140.2 167.3 4.34 6.92 Dp3 Na-CaCl -H O L+V, L+S -58.5 -50.0 -6.6 -0.4 -25.1 -21.6 205.3 320.0 0.42 5.23 1 2 2 Cal2 Na-CaCl -H O L+V -56.6 -52.4 -4.1 -0.3 -29.1 -20.6 151.9 258.1 0.20 7.40 Brecha dolomítica 2 2 Quartzo - cavidade Na-CaCl2-H2O L+V -56.7 -50.6 -11.0 -2.7 -26.8 -19.8 112.6 298.2 4.49 7.40 Fl - cavidade Na-CaCl2-H2O L+V -59.2 -53.2 -5.6 -2.7 -28.9 -22.2 121.7 226.6 2.45 4.5

Cal2 Na-CaCl2-H2O L+V -53.1 -49.9 -11.4 -8.7 -24.8 -20.1 119.9 356.7 8.37 10.0

2 Brecha dolomítica Quartzo - cavidade Na-CaCl2-H2O L+V -55.9 -54.1 -23.4 -19.9 149.3 177.7 Fl - cavidade Na-CaCl2-H2O L+V -56.0 -53.4 -6.7 -4.4 -28.4 -25.1 118.5 145.2 1.56 3.24

Observa-se uma aparente contradição entre os valores de salinidade (Figura 1) encontrados nas fases minerais tardias (Dp3, Cal2), de acordo com Yardley e Graham (2002) o aumento da temperatura do fluido é diretamente relacionado ao aumento da salinidade. Contudo o que se observa nestas fases é um aumento da temperatura de homogeneização em relação às fases minerais anteriores, acompanhado de uma redução da salinidade. São propostas duas hipóteses para explicar tal contradição: a mudança no ambiente tectônico e a mistura de fluidos. Yardley e Graham (2002) afirmam que ambientes marinhos rasos apresentam fluidos mais salinos em resposta à formação de salmouras a partir da dissolução de evaporitos, enquanto ambientes tectônicos profundos tendem a gerar fluidos com baixa salinidade, devido à escassez de evaporitos. Consequentemente, mudanças significativas dentro do cenário convergente do evento tectônico Brasiliano, gradando de mar raso para arco de ilhas, e seguindo para arcos continentais (Campanha et al. 2008), podem ter afetado as assinaturas dos fluidos dolomitizantes, diminuindo sua salinidade. O segundo caso é apoiado pela mistura de fluidos salinos, derivados de bacias marinhas rasas, pré ou pós-tectônicas, com fluidos de baixa salinidade de outras fontes. (Feng et al., 2017). Os resultados de MEV-EBSD apresentados neste resumo referem-se a mármores calcíticos e dolomíticos que apresentem microestruturas e/ou indícios deformação. Em mármores dolomíticos com relictos de calcita pretérita maclada e deformada as análises revelam que os cristais com maclas deformadas apresentam granulação grossa a muita grossa e suas maclas apresentam grãos finos a muito finos de dolomita disseminados (Figura 2A), indicando provável ponto de partida para as reações de dolomitização.

Figura 1. Gráfico de salinidade x temperatura de homogeneização (Th) para inclusões fluidas do tipo 1.

Figuras de polo da região da macla apontam para uma orientação cristalográfica semelhante entre calcita e dolomita, principalmente no eixo [0001] (Figura 2B), indicando que o crescimento da dolomita ocorreu a partir da orientação cristalográfica da calcita deformada. Estes dados são compatíveis com aqueles obtidos por Pearce et al, (2013) mostrando que a deformação e a presença de maclas facilitam a percolação intracristalina do fluido e atua como um meio ativo para processos de substituição de fases minerais. No entanto, as figuras de polo geradas na calcita não deformada e na dolomita associada não apresentam orientações cristalográficas coincidentes, demonstrando que podem ter ocorrido processos diferentes de substituição ao longo do processo de dolomitização.

Figura 2. A) Mapa de fases do mármore dolomítico, com detalhe em amarelo para cristal de calcita com maclas deformadas. Notar o arqueamento das maclas e o preenchimento incipiente destas por dolomita de granulação fina a muito fina, apontando para um processo de substituição mineral. B) Figuras de polo dos cristais de calcita e dolomita na macla, apresentando orientações cristalográficas coincidentes em todos os planos analisados, principalmente no {0001}.

Os limites demarcados pelas maclas representam limites de grãos e são pontos preferenciais para as reações rocha/cristal-fluido, por fornecerem acesso aos fluidos e aos elementos químicos reagentes. Este tipo de fenômeno tem sido documentado em experimentos de laboratório ao longo de maclas (Putnis et al. 2007), fraturas (Qian et al. 2011) e estilólitos (Toussaint et al. 2018) e permitem o acesso de fluidos a superfícies de cristal.

A segunda análise compreende um mármore calcitíco, com cristais de calcita alongados e bordas de grão bem definidas. Nesta amostra a dolomita ocorre em menor proporção, dispersa em cristais granulares (Figura 3A, 3B). Nas figuras de polo (Figura 3C) geradas observa-se que para a dolomita a distribuição dos eixos cristalográficos c se espalham em um pequeno círculo assimetricamente distribuído ao longo da direção Z. No caso da calcita há um máximo próximo dos polos de {0001} próximo a X. Esse máximo também é verificado nos cristais de dolomita. Os eixos na calcita distribuem-se ao longo de um grande círculo cujo polo é coincidente com os máximos de eixos c. Essa distribuição é bem nítida para a calcita. Na dolomita a distribuição dos eixos é difusa, embora ainda se perceba a presença de concentrações de pontos coincidentes com as distribuições os eixos da calcita. Portanto, há forte indício de geração dos cristais de dolomita a partir dos cristais de calcita, que mantêm uma memória cristalográfica das transformações, caracterizando um processo topotaxial. De acordo com Quian et al. (2011) as transformações topotaxiais são as mais frequentes quando ocorre interação cristal-fluido, onde mudanças na temperatura, pH e salinidade podem interferir diretamente na ocorrência ou não de transformações topotaxiais. Com isso, a dispersão observada na dolomita pode ser resultado de processos de reprecipitações locais, o que acarretaria a coincidência de planos e direções cristalográficas normalmente encontrados em transformações topotaxiais em estado sólido.

Figura 3. A e B) Mapa de fase e de orientação preferencial do mármore calcítico. No mapa notam-se cristais de calcita alongados e com orientação de forma, enquanto a dolomita ocorre disseminada. C) Figuras de polo da calcita e dolomita. Notar a coincidência do eixo c em ambas as fases minerais.

Atividade Futuras Como atividades futuras estão: 1) obtenção de dados de MEV-EBSD acoplados com dados de EDS para melhor investigação do padrão de substituição da calcita pela dolomita; 2) microscopia Raman para refinamento dos dados de microtermométricos de inclusões fluidas; 3) aprimorar as interpretações dos dados já obtidos; e por fim, 4) redação da dissertação e do artigo científico.

Agradecimentos Agradeço à Companhia de Cimentos Itambé pela liberação do acesso à MRB; à PETROBRAS/ANP pelo financiamento do Projeto TRD (Convênio 0050.0101319.16.9), aos laboratórios LACTEC, LAMIR e CME pela preparação de amostras e ensaios laboratoriais; à CAPES-DS pela concessão da bolsa de estudos; aos meus orientadores e aos colegas do grupo de pesquisa.

Referências Basei, M.A.S., Brito Neves, B.B., Siga Jr., 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 Res. 183, 112–144.

Campanha, G.A.C., Basei, M.A.S., Tassinari, C.C.G., Nutman, A.P., Faleiros, F.M. 2008. Constraining the age of the Iporanga Formation with SHRIMP U-Pb zircon: Implications for possible Ediacaran glaciation in the Ribeira Belt, SE Brazil. Gondwana Res.

Carozzi A.V, von Bergen D. 1987. Stylolitic porosity in carbonates: a critical factor for deep hydrocarbon production. J Pet Geol 10:267–282.

Fassbinder, E. 1996. A unidade Água Clara no contexto do Grupo Açungui: um modelo transpressivo de colisão oblíqua no Neoproterozóico paranaense. Inst. de Geociências, Universidade de São Paulo, São Paulo, Tese de Doutoramento, 207p

Feng, M., Wu, P., Qiang, Z., Liu, X., Duan, Y., Xia, M. 2017. Hydrothermal dolomite reservoir in the Precambrian Dengying Formation of central Sichuan Basin, Southwestern China. Mar. Pet. Geol. 82, 206–219.

Fiori, A.P. 1994. Evolução geológica da Bacia Açungui. Bol. Parana. Geociências 42, 7–27.

Heilbron, M., Duarte, B.P., Valeriano, C.M., Simonetti, A., Machado, N., Nogueira, J.R. 2010. Evolution of reworked Paleoproterozoic basement rocks within the Ribeira belt (Neoproterozoic), SE-Brazil, based on U–Pb geochronology: Implications for paleogeographic reconstructions of the São Francisco-Congo paleocontinent. Precambrian Res. 178, 136– 148.

Passarelli, C.R., Basei, M.A.S., Wemmer, K., Siga Jr., O., Oyhantçabal, P. 2011. Major shear zones of southern Brazil and Uruguay: escape tectonics in the eastern border of Rio de La plata and Paranapanema cratons during the Western Gondwana amalgamation. Int. J. Earth Sci.100, 391–414.

Pinto-Coelho, C.V., Reis Neto, J.M., Matsuda, N.S., Eeva, S.T. 2008a. Dolomitização multifásica em rochas metacarbonáticas do Grupo Açungui, Proterozóico do Estado do Paraná, Brasil. Bol. Geociências da PETROBRAS 16, 103–120.

Pinto-Coelho, C.V., Reis Neto, J.M., Matsuda, N.S., França, A.B., Jahnert, R. 2008b. Ocorrência de dolomita em sela de rochas carbonáticas na mina Rio Bonito, Grupo Açungui (Paraná). Rev. Bras. Geociências 38, 423–427.

Pinto-Coelho, C.V., Hofig, D.F., Fregatto, M.M., Silva, T. G., Silva, L.G.M., Ferreira, A.D., Duarte, J.P., Souza, P.C., Ferreira, M.M.M., Botelho, A.C., Lopes, A.P., Roemers-Oliveira, E., Mattoso, N. 2019 (in press). Hydrothermal dolomitization and porosity development: An example from Precambrian dolomitic rocks of Água Clara Formation, Ribeira Belt, southern Brazil. Journal of South American Earth Sciences.

Putnis C.V., Geisler T., Schmid-Beurmann P., Stephan T., Giampaolo C. 2007. An experimental study of the replacement of leucite by analcime. Am Mineral 92:19–26.

Qian G, Xia F, Brugger J et al. 2011. Replacement of pyrrhotite by pyrite and marcasite under hydrothermal conditions up to 220 c: an experimental study of reaction textures and mechanisms. Am Mineral 96:1878–1893.

Souza, P.C., Ferreira, A.D., Botelho, A.C., Fonseca, A.V.M., Gomes, G.R., Duarte, J.P., Camargo, M.H.T., Marques, G.T., Lamarão, C.N., Pinto-Coelho, C.V., Lagoeiro, L.E., Oliveira, E.R. 2018. Petrologia e caracterização químico-mineralógica de brechas carbonáticas da Formação Água Clara - Mina Rio bonito - Campo Largo – PR. In: Anais do 49º Congresso Brasileiro de Geologia.

Toussaint R., Aharonov E., Koehn D., Gratier P., Ebner M., Baud P.,Rolland A., Renard F. 2018. Sylolites: A review. Journal of Structural Geology, Elsevier, 2018, 114, pp.163 - 195.

Tucker,M.,Wright,V.P.,1990.Carbonate Sedimentology.Blackwell Scientific Publications, Oxfordp.482.

Yardley, B.W.D., Graham, J.T., 2002. The origins of salinity in metamorphic fluids. Geofluids.

Dados Acadêmicos Modalidade: Mestrado; Data do Exame de Qualificação: 30/06; Título original do Projeto de Pesquisa: Evolução mineralógica e microestrutural de carbonatos de rochas dolomitizadas na Mina Rio Bonito-PR e sua influência na geração de espaço poroso; Data de ingresso na Pós-Graduação: Abril/2018; Área de Concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: Mineralogia Aplicada; 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

Reativações Cenozoicas ao longo do Alinhamento Estrutural Guapiara

Jéssica Miranda dos Santos [email protected] Orientador(a): Prof. Dr. Eduardo Salamuni (Geologia/Universidade Federal do Paraná) Coorientador(a): Prof. Dr. Clauzionor L. da Silva (Departamento de Geologia/Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro), Prof. Dr. Pedro F. de Almeida e Val (Departamento de Geologia/Universidade Federal de Ouro Preto).

Palavras-chave: neotectônica, morfometria, geomorfologia

Introdução O Arco de Ponta Grossa é uma das mais proeminentes estruturas tectônicas que ocorre entre as regiões Sul e Sudeste do Brasil. É constituído por quatro importantes alinhamentos estruturais sub- paralelos ao seu eixo (N40-60W), a saber: Guapiara, São Jerônimo-Curiúva, Rio Piquiri e Rio Alonzo. O Alinhamento Guapiara integra o limite setentrional do Arco de Ponta Grossa, sendo formado por um expressivo enxame de diques de diabásio mesozoicos que se estende desde a região litorânea de Iguape (São Paulo), atravessa os terrenos pré-cambrianos, e adentra a Bacia do Paraná (Ferreira et al., 1981, Ferreira et al., 1982) (Fig.1). Tal alinhamento (N50W) é caracterizado por inúmeras anomalias magnéticas correspondendo a uma zona de intenso fraturamento que se reflete na paisagem como traços morfoestruturais de forte orientação, cristas alinhadas e segmentos retilíneos da drenagem (Machado Jr. 1990; Strugale et al. 2007; Morales et al. 2011). A área que se pretende estudar está localizada no sudeste do estado de São Paulo e nordeste do Paraná (Fig. 1). O contexto geológico no qual está inserida compreende as unidades pré-cambrianas associadas a Faixa Ribeira, as sequências sedimentares paleozoicas e mesozoicas, e rochas vulcânicas da Bacia do Paraná, além das unidades cenozoicas relacionadas ao Rift Continental do Sudeste do Brasil.

Figura 1. Mapa de localização da área de estudo, mostrando seu contexto geológico regional.

Os estudos sobre a tectônica cenozoica na região Sudeste e Sul do Brasil têm alcançado avanços significativos quanto à deformação tectônica em ambiente intraplaca. Em áreas pontuais ao longo do alinhamento Guapiara alguns autores identificaram indícios de atividades neotectônicas, resultando na modificação da drenagem e na geomorfologia local, como Machado Jr. (1990), Morales et al. (2011), Vedovello (2013, 2017) e Pelaes (2013). Apesar destes estudos, ainda assim a tectônica pós-cretácea na região precisa ser melhor conhecida em relação à cronologia das sucessivas reativações tectônicas ao longo do Cretáceo e Cenozoico. Assim sendo, é nossa base trabalhar com a hipótese de ter havido reativações cenozoicas, inclusive neotectônicas, ao longo de todo o lineamento Guapiara. O principal objetivo da pesquisa é caracterizar a evolução da paisagem por meio das possíveis reativações do lineamento Guapiara e, assim, ampliar o conhecimento a respeito do seu possível quadro neotectônico. Como objetivo secundário se pretende que o estudo forneça subsídios para o melhor entendimento de como a crosta se comporta em suas porções mais superficiais dentro de um ambiente intraplaca.

Estado da arte Neotectônica é o ramo da Geociências que lida com os vários processos tectônicos ocorridos no Neogeno-Quaternário, seja reativando estruturas antigas ou formando novas estruturas, expressando- se no relevo atual (Nikolaev, 1974). No Brasil, a neotectônica remonta ao fim do Paleogeno, estando relacionada aos processos ligados à deriva continental da Placa Sul-Americana, associada, portanto, à movimentação ainda vigente, com manifestações em ambiente intraplaca (Hasui, 1990). Tensões da litosfera em ambiente intraplaca podem estar relacionadas tanto a esforços locais quanto a esforços regionais, resultantes do stress do processo compressivo generalizado a que está submetida a Placa Sul-Americana (Chavez-Kus e Salamuni, 2008). Os conceitos de “morfoestrutura” e “morfotectônica” possibilitam uma abordagem mais completa a respeito dos processos modificadores da paisagem. As morfoestruturas correspondem às feições geomorfológicas condicionadas exclusivamente a estruturas geológicas, ou seja, representariam a influência do arcabouço litoestrutural de uma determinada área na morfologia do terreno (Saadi, 1993). Morfotectônica é o termo pertinente às ligações entre a geomorfologia e a tectônica, sendo considerado, em geral, um sinônimo de geomorfologia tectônica. Burbank e Anderson (2011) definem o estudo morfotectônico, como a análise integrada das anomalias geomorfológicas de uma região executada pela caracterização dos elementos do relevo (escarpas alinhadas, facetas triangulares, escarpas de falhas, etc.). Mostrando-se essencial na caracterização evolutiva da paisagem, permitindo identificar a influência dos processos tectônicos no controle morfométrico. A análise morfotectônica no Brasil requer a adoção de métodos morfométricos junto à caracterização geológica. A rede de drenagem é o principal elemento analisado, pois corresponde ao primeiro elemento da paisagem a ser modificado em função de atividades tectônicas ou atectônicas (Schumm, 1986), tornando necessário a análise dos padrões de drenagem, perfis longitudinais, knickpoints, e assimetria das bacias hidrográficas.

Material e Métodos A base cartográfica utilizada compreendeu as folhas Curitiba (SG-22), Iguape (SG-23), Paranapanema (SF-22) e Rio de Janeiro/Vitória (SG-23/24), mapas de geodiversidades dos estados de São Paulo (1:750.000) e Paraná (1:1.000.000) e MDE-SRTM com resolução espacial de 30m. A análise geofísica foi realizada com o auxílio do Laboratório de Pesquisa em Geofísica Aplicada (LPGA) na UFPR, com o objetivo de verificar o lineamento Guapiara em subsuperfície, além das demais estruturas tectônicas que ocorrem na área de estudo. Foram utilizados cinco projetos aerogeofísicos (Serra do Mar Sul, SP-RJ área SP, Botucatu, Paraná-Paranapanema e Rio Ivai) que envolvem tanto o embasamento proterozoico quanto a Bacia do Paraná. Os dados aeromagnéticos foram processados no software OasisMontajTM, cujo processamento qualitativo consistiu na utilização das principais técnicas de realce das anomalias magnéticas para obtenção dos domínios magnéticos e do arcabouço magnético-estrutural. Enquanto, os métodos semiquantitativos como o Espectro de Potenciais Radial e Deconvolução de Euler, foram aplicados para a validação do arcabouço magnético-estrutural e estimar as profundidades das fontes magnéticas. Para a análise do relevo perfis topográficos em faixa foram gerados por meio da ferramenta SwathProfile (Pérez-Peña et al., 2017). Foram atribuídas direção N-S, E-W e NW-SE com 10km de largura, conforme a compartimentação geomorfológica observada, mostrando elevações mínima, média e máxima do relevo. Foi realizada a extração dos lineamentos do relevo na escala 1:200.000, em mapas de relevo sombreado obtido pela combinação dos azimutes solares 45°, 90°, 225° e 315°, gerados a partir do MDE-SRTM. A análise morfométrica consistirá na confecção dos perfis longitudinais, perfis CHI, análise da concavidade das bacias (m/n) e a geração de mapas de knickpoints da rede de drenagem. Estes dados serão confeccionados via MATALAB R2018a, com o intuito de identificar as razões de sua formação e consequente rejuvenescimento topográfico, além de testar a natureza da genética e sua migração.

As atividades de campo consistirão no mapeamento geológico e na caracterização cinemática das falhas e juntas. Para a análise dos dados de campo serão utilizados os softwares RockWorks, Stereo 32 e a análise das paleotensões a partir do método dos diedros retos como rotina do software Wintensor 5.0.6. A fim de se obter a cronologia absoluta da deformação da paisagem na área de estudo, serão utilizados dois métodos de datação absoluta por U-Th para datação de calcita que possam estar estriadas e preenchendo as falhas e LOE (Luminescência Opticamente Estimulada) para a datação dos sedimentos recentes que possam estar deformados por falhas, assim como paleocanais que possam ser encontrados na área de estudo. As análises serão feitas no Laboratório de Geoquímica Isotópica da Universidade Federal de Ouro Preto (UFOP) e Laboratório de Espectometria Gama e Luminescência da Universidade de São Paulo (USP), respectivamente.

Resultados Os principais resultados esperados ao final do projeto consistem na análise geofísica da área de estudo, caracterização do Alinhamento Guapiara no ponto de vista tectônico e geomorfológico, definição dos eixos de paleotensão referentes aos principais eventos neotectônicos identificados, definição das influências do Alinhamento Guapiara e lineamentos estruturais adjacentes no sistema relevo-drenagem, caracterização morfoestrutural e morfotectônico da área de estudo, culminando na confecção de mapas estruturais e a determinação das idades absolutas da deformação da paisagem. Os resultados preliminares consistiram, até o momento, na análise geofísica e caracterização geomorfológica da área de estudo. A Fig. 2a apresenta os lineamentos do arcabouço magnético-estrutural traçados sobre os máximos das anomalias no mapa magnético de ISA-GHT. Observa-se a forte anomalia magnética na direção NW-SE na porção central e leste da área de estudo, estando relacionada ao enxame de diques do Lineamento Guapiara. Na porção extremo sul da área ocorrem anomalias magnéticas de mesma direção correspondente ao lineamento São Jerônimo-Curiúva. As soluções de Euler apontaram profundidades de fontes magnéticas dos diques de diabásio, majoritariamente, entre 250-450m, havendo segmentos com profundidades menores que 250m. O espectro de potência radial gerado a partir do mapa magnético residual (CMA) mostra que as fontes profundas possuem profundidades entre 28,75km e 7,5km com comprimento de onda maiores que 22 km, as fontes intermediárias possuem profundidades que variam entre 7,5km a 2,5km e com comprimentos de onda entre 3,6km a 2,5km, enquanto as fontes rasas variam de 2,5 a 1,125km de profundidade com comprimento de onda em média de 2,5km.

Fig. 2 (a) Mapa magnético da inclinação do sinal analítico do gradiente horizontal total (ISA_GHT-CMA-RTP- W2000m), com a interpretação do arcabouço magnético estrutural (b) Mapa de distribuição das soluções de Euler sobreposto no mapa de realce ISA-GHT, com indicação da interpretação qualitativa do arcabouço estrutural.

O relevo da Bacia do Paraná, na área de estudo, possui altitudes entre 450m a 1800m caracterizado por patamares e planaltos, como o Patamar Ponta Grossa com relevo regular quase plano (Perfil A - Fig.3), uma porção do Planalto Campos Gerais com altitude de até 1200m e uma parte da Escarpa Devoniana (Perfil A - Fig. 3). O Patamar Botucatu com altitudes entre 620m a 850m está inclinado para NW-SE onde é possível observar a assimetria do vale do rio Pardo. O limite entre o Patamar Botucatu com Patamar Ponta Grossa é marcado por uma escarpa com desnível de 200m. O relevo da Faixa Ribeira é acidentado possuindo duas principais unidades geomorfológicas a Serrania do Ribeira e o Planalto Guapiara pertencentes ao Planalto Paranapiacaba e separados por escarpa de aproximadamente 250m (Perfil B- Fig. 3). De forma geral, o relevo possui reflexos marcantes da estruturação NW-SE, principalmente na porção da Bacia do Paraná, dada pela presença dos diques de diabásio que se apresentam como cristas no relevo, observadas principalmente na região da Serra da Fartura (SP), se comportando até mesmo como interflúvios entre as bacias hidrográficas, e estruturas NE-SW na Faixa Ribeira associadas às principais zonas de cisalhamento do embasamento proterozoico. Os lineamentos do relevo são predominantes nas direções NW-SE (N50-70W), NE-SW (N30-60E) e E-W, e de forma subordinada N-S. Os diques associados ao lineamento Guapiara estão na direção N40-50W, enquanto os lineamentos do relevo que são concordantes com as direções dos diques têm direção N30-60W que ocorrem distribuídos tanto na porção da Bacia do Paraná quanto no embasamento proterozoico. Os lineamentos N30-60E, não são exclusivos do embasamento proterozoico e ocorre por toda a Bacia do Paraná até a Bacia Bauru. Os lineamentos na direção E-W apesar de ocorrer por toda a área possui maior concentração na porção central, provavelmente refletindo o Lineamento São Sebastião.

Fig. 3 Perfis topográficos em faixa (swath profiles) nas direções N-S e NW-SE mostrando as altitudes máximas e mínimas (linha preta) e médias (linha azul).

Discussões e Conclusões O lineamento estrutural Guapiara na área de estudo é representado por anomalias magnéticas alinhadas na direção NW-SE, como já analisado por Ferreira et al. (1981,1982), composto por enxame de diques superficiais a subsuperficiais com profundidades de 250m a 450m e menores que 250m, como verificado nas soluções de Euler. A identificação das anomalias magnéticas relacionadas ao alinhamento Guapiara é importante, pois irá auxiliar na localização do lineamento em subsuperfície e assim colaborar na compreensão das possíveis influências da reativação da estrutura no sistema relevo-drenagem, caso não seja mais possível observar a falha em superfície. O relevo na Bacia do Paraná é caracterizado por ser um relevo mais aplainado a suavemente ondulado, possuindo inúmeros planaltos e patamares. Já na Faixa Ribeira o relevo é mais acidentado e montanhoso. Os lineamentos do relevo NW-SE estão controlando, principalmente, as drenagens de 1° e 2° ordem na área de estudo, o que pode sugerir alguma influência do lineamento Guapiara na drenagem já que possuem a mesma direção, entretanto, essa análise é preliminar, havendo necessidade de uma análise estrutural aprofundada correlacionada à análise morfométrica. As análises morfométricas permitirá que seja realizada a identificação dos knickpoints tanto litológicos quanto tectônicos, para posteriormente verificar se o lineamento Guapiara desenvolveu as rupturas de declives previamente identificadas.

Atividades Futuras As atividades para o ano de 2019 consistirão na finalização das análises morfométricas das bacias hidrográficas, duas etapas de campo em agosto e outubro de 2019, coleta de material para datação, início da análise estrutural da área de estudo. Participação do 16° Simpósio de Geologia do Sudeste do Brasil em outubro de 2019.

Agradecimentos Agradeço ao apoio financeiro dos projetos “Tectônica Cenozoica do Sul do Brasil”, coordenado pelo Prof. Dr. Eduardo Salamuni (UFPR) e “Projeto Líneas”, coordenado pelo Prof. Dr. Noberto Morales (UNESP), financiado pela PETROBRÁS e ao Instituto Tecnológico de Transportes e Infraestrutura pela concessão da bolsa de estudos.

Referências Burbank, D. W., Anderson, R. S. 2011. Tectonic Geomorphology. Blackwell Science, Massachsets. Ferreira F.J.F., Moraes R.A.V., Ferrari M.P., Vianna R.B. 1981.Contribuição ao estudo do alinhamento estrutural de Guapiara. In: Simposio regional de geologia. Curitiba: SBG, 1981. p. 226-240. Ferreira, F. J. F. Integração de dados aeromagnéticos e geológicos: configuração e evolução tectônica do Arco de Ponta Grossa. 1982. Dissertação (Mestrado em Geologia Geral e de Aplicação) - Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, São Paulo. Machado JR., D. L. Condicionamento Estrutural e Contexto Tectônico do “Alinhamento de Guapiara. 2000, 143 p., Tese de Doutorado - Universidade de São Paulo, Instituto de Geociências, São Paulo, 2000. Morales, N.; HasuI, Y.; Souza, I.A.; Soares JR., A.V.; Machado, F.B.; Salamuni, E.; Beruski, R. 2011. Tectônica direcional pós-magmatismo básico na região do Arco de Ponta Grossa, SP/PR. In: 13 Simpósio Nacional de Estudos Tectônicos e VII International Symposium on Tectonics, 2011, Campinas – SP. Anais... Campinas – SP, Sociedade Brasileira de Geologia – Núcleo de São Paulo. NIKOLAEV, N.I. 1974.Tectonic conditions favorable for causing earthquakes occuring in conection with reservoir filling. Engineering Geology, Amsterdam, n.8, p.171-189. Pelaes, I. 2013. Investigação sobre deformação neotectônica no lineameno Guapiara, na região de Ourinhos, Fartura- São Paulo e Santo Antônio da Platina – PR. Trabalho de conclusão de curso -UNESP. Pérez-Peña,J. V., Al-Awabdeh, M., Azañón, J.M., Galve, J.P., Booth-Rea, G., Notti, D., 2017. Swath Profiler and NProfiler: two new ArcGIS Add-ins for the automatic extraction of swath and normalize driver profiles. Comput. Geosci. 104(135),150. Saadi, A.; Bezerra, F. H. R.; Costa, R. D.; Franzinelli, E. ; Igreja, A. 2005. Neotectônica da Plataforma Brasileira - Capítulo 10. In: Célia Regina de Gouveia Souza; Kenitiro Suguio; Antônio Manoel dos Santos Oliveira; Paulo Eduardo de Oliveira. (Org.). O Quaternário do Brasil. 1ed.Ribeirão Preto-SP: Holos, v. 1, p. 211-234. Schumm, S. A. 1986. Alluvial river response to active tectonics. Active tectonics, studies in geophysics, National Academy Press. Strugale, M.; Rostirolla, S. P.; Mancini, F.; Portela Filho, C. V.; Ferreira, F. J. F.; Freitas, R; C. 2007. Structural framework and Mesozoic- Cenozoic evolution of Ponta Grossa Arch, Paraná Basin, southern Brazil. Journal of South American Earth Sciences, Oxford, v. 24, p. 203-227. Vedovello, P. 2017. Neotectônica no lineamento Guapiara, médio e baixo vale do Rio Riberia de Iguape. Dissertação de Mestrado- UNESP. Vedovello, P. Investigação sobre deformação neotectônica no lineamento Guapiara, região de Guapiara e Jacupiranga. 2013. 58 f. Trabalho de conclusão de curso (Geologia) - Universidade Estadual Paulista, Instituto de Geociências e Ciências Exatas, 2013.

Dados Acadêmicos Modalidade: Doutorado Data do Exame de Qualificação: 02/2021 Título original do Projeto de Pesquisa: Reativações Cenozoicas ao longo do alinhamento estrutural Guapiara. Data de ingresso na Pós-Graduação: 08/2018; Área de Concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: Evolução Crustal Possui bolsa: Sim, ITTI