O Sistema Orogênico Sergipano (SOS), localizado no setor sul da Província Borborema, é parte de um extenso orógeno Brasiliano/Pan-Africano estruturado durante a amalgamação do supercontinente Gondwana, que se prolonga pela parte central da África até Camarões. Seis domínios compõem o SOS: Estância, Vaza Barris, Macururé, Marancó, Poço Redondo e Canindé. O Domínio Macururé estende-se por cerca de 350 km desde a costa de Sergipe até a cidade de Macururé na Bahia e compõe-se por uma sequência de quartzitos sobrepostos por um espesso pacote de filitos, xistos, metarritmitos e metagrauvacas, com intercalações de níveis de anfibolitos e rochas calciossilicáticas. Essas rochas foram metamorfizadas em condições das fácies xisto verde a anfibolito e intrudidas por abundantes granitos e rochas máficas. Nesse trabalho, novos dados geoquímicos, geocronológicos U-Pb (zircão e titanita) e isotópicos (RbSr, Sm-Nd e Pb-Pb em rocha total e Lu-Hf em zircão) das principais unidades constituintes do Domínio Macururé permitiram refinar a estratigrafia local e avançar no entendimento sobre as fontes e processos envolvidos na geração das rochas magmáticas. Dados isotópicos U-Pb em zircões detríticos extraídos de quartzitos forneceram dois picos principais entre 1980-1950 e 1000-910 Ma, consistentes com a Orogenia Riaciana (2,2-1,9 Ga) e o evento Cariris Velhos (1,0-0,9 Ga). As idades paleoproterozoicas são similares aquelas observadas no embasamento da Província Borborema, que está representado na área de estudo pelo Domo Jirau do Ponciano e pelo Complexo Arapiraca. Valores negativos a positivos de εHf(t) de -15,6 a +0,5 e idades modelo Hf-TDMC entre 2,5 e 3,5 Ga foram obtidos para os grãos dessa população, sugerindo extensivo retrabalhamento de crosta arqueana durante os períodos Riaciano-Orosiriano. Os grãos de idade cedo neoproterozoica mostram composição de Hf subcondrítica a supercondrítica com valores de εHf(t) entre -12,3 e +7,7 e idades modelo crustais Hf-TDMC de 2,5 a 1,3 Ga, sugerindo adição de material juvenil e retrabalhamento de crostas preexistentes durante o evento Cariris Velhos. Contribuições menos abundantes do Mesoproterozoico (1120- 1040 Ma) e Neoproterozoico tardio (880-740 Ma) sugerem que a deposição dos sedimentos do Domínio Macururé ocorreu antes da Orogenia Brasiliana. Três grupos de rochas magmáticas puderam ser individualizados com base em aspectos de campo, petrográficos e geoquímicos. (i) As rochas plutônicas mais antigas da região são dioritos e gabros, com subordinada ocorrência de hornblenditos cumuláticos. Elas geralmente apresentam foliação tectônica bem desenvolvida, marcada pela orientação de plagioclásio, hornblenda e biotita, bem como evidências de deformação no estado sólido, o que sugere uma colocação em estágio pré- a cedocolisional entre 643 e 628 Ma. Dados geoquímicos de elementos maiores e traços revelam uma natureza magnesiana e afinidade com as suítes cálcio-alcalinas de alto potássio e shoshoníticas. Os espectros de elementos terras raras (ETR) e multielementares mostram enriquecimento em viii ETR leves e elementos litófilos de grande íon (LILE), com importantes anomalias negativas em Ti-Nb-Ta, que são tipicamente associadas a ambientes de subducção. Os dados isotópicos de rocha total indicam uma assinatura evoluída com razões subcondríticas de Nd (εNd(t) = -2,0 a -5,2) e radiogênicas de Sr (87Sr/86Sr(t) = 0,708-0,710) e Pb (206Pb/204Pb = 18,50-19,18; 207Pb/204Pb = 15,69-15,77; 208Pb/204Pb = 38,54-40,04), implicando derivação a partir de uma fonte mantélica enriquecida. As elevadas razões 87Sr/86Sr(t) e Rb/Sr em associação com as baixas razões Sr/Th e Ba/Rb sugerem que o enriquecimento da fonte mantélica ocorreu em resposta a introdução de sedimentos através de processos de subducção, levando a formação de flogopita como principal fase metassomática. Idades modelo Hf-TDMC entre 2,47 e 2,09 Ga sugerem que o enriquecimento do manto litosférico abaixo da Província Borborema Sul ocorreu durante os eventos acrescionários da Orogenia Riaciana. A incorporação de sedimentos pelos peridotitos mantélicos provocou aumento das razões elementares Rb/Sr e (U-Th)/Pb, e diminuição das razões Sm/Nd e Lu/Hf, resultando na assinatura crustal das rochas máficas. (ii) Granodioritos, monzogranitos e sienogranitos leucocráticos com biotita e muscovita ocorrem como stocks e sheets. Essas rochas exibem foliação magmática definida pela orientação de micas e enclaves surmicáceos, que é paralela à xistosidade das encaixantes, sugerindo colocação sincrônica ao evento colisional entre 630 e 624 Ma. Os leucogranitos são metaluminosos a fortemente peraluminosos, de natureza cálcio-alcalina de alto potássio e assinatura magnesiana a ferrosa. Os valores de εNd(t) e idades modelo Nd-TDM sobrepõem aos das rochas encaixantes, sugerindo derivação a partir de protólitos dominantemente sedimentares. (iii) Monzonitos, quartzo-monzonitos, granodioritos e granitos constituem o grupo magmático mais jovem, que apresenta idades de cristalização entre 625 e 603 Ma. Essas rochas são majoritariamente isotrópicas e cortam a foliação regional, indicando uma colocação tardia em relação ao evento colisional. O caráter metaluminoso, magnesiano, filiação cálcioalcalina de alto potássio e shoshonítica são similares as composições de líquidos obtidos em experimentos de fusão de protólitos basálticos moderadamente enriquecidos em elementos incompatíveis. Dados isotópicos Lu-Hf fornecem valores de εHf(t) entre -8,3 a -4,0 e idades modelo Hf-TDMC oscilando de 1,77 a 2,03 Ga, indicando retrabalhamento de crosta continental antiga, possivelmente relacionada ao evento Cariris Velhos. A integração dos dados geoquímicos e isotópicos com aqueles disponíveis na literatura permite inferir que a evolução geodinâmica neoproterozoica do SOS ao longo da margem ocidental do Gondwana pode ser explicada por uma extensão litosférica do embasamento da Província Borborema, seguido por inversão da bacia e colisão continental

A área da Volta Grande do Rio Xingu é crucial para o entendimento geológico dos períodos Sideriano e Riaciano do Domínio Bacajá, Província Maroni-Itacaiúnas, Cráton Amazônico, que comporta mineralizações auríferas. O Domínio Bacajá é composto por associações tectônicas com direção NW-SE que comportam fragmentos arqueanos e siderianos retrabalhados essencialmente no Riaciano com expressivo crescimento crustal durante o Ciclo Transamazônico (2,26 a 2,06 Ga). O objetivo desta tese é investigar o ambiente tectônico e discutir a evolução crustal em ambiente de terrenos acrescionários e colisionais continentais. O estudo baseou-se no levantamento de campo, mapeamento geológico-geofísico, petrografia, geoquímica, geocronologia e geoquímica isotópica, tendo sido aplicados os métodos U-Pb e Lu-Hf em zircão via SHRIMP e LA-ICP-MS, U-Pb em titanita via LA-ICP-MS e Sm-Nd em rocha total via TIMS. A integração geológica-geofísica destacou a Zona de Cisalhamento Bacajá de direção NW-SE, com bordas bem delimitadas, com terrenos foliados de altas susceptibilidades magnéticas, que deformou plasticamente os litotipos em seu interior. O estudo petrográfico identificou rochas metavulcanossedimentares da sequência Três Palmeiras, Suíte Intrusiva Oca (composta de granodiorito, quartzo monzodiorito, quartzo monzonito, monzodiorito e diorito), além de granodiorito, monzogranito e sienogranito do Complexo Bacajaí e da Suíte Intrusiva Arapari. A mineralização orogênica hidrotermal zonada de ouro ocorre no contato entre o Grupo Três Palmeiras com a Suíte Intrusiva Oca. A geoquímica das rochas vulcânicas máficas da Formação Itatá (inferior) do Grupo Três Palmeiras é de caráter
toleítico evoluído em uma dorsal mesoceânica e em arcos de ilha juvenis, enquanto as rochas vulcânicas da Formação Bacajá (superior) estão relacionadas a arcos vulcânicos cálcio-alcalinos em margens continentais ativas de domínio compressional. Distingue-se três grupos de granitoides que representam diferentes fases da evolução magmática e tectônica do Domínio Bacajá no Riaciano, cujos resultados revelaram idades num intervalo de cerca de 110 Ma: granitoides de 2,20-2,17 Ga da Suíte Intrusiva Oca, e 2,17 Ga, sienogranito com biotita do Complexo Bacajaí, além do monzogranito com biotita de 2,09 Ga da Suíte Intrusiva Arapari. A Suíte Intrusiva Oca é composta de rochas intermediárias a ácidas, cálcico a álcali-cálcico, ultramagnesianas a médio magnesianas, metaluminosas a peraluminosas formadas em ambiente de granitos de cordilheira relacionadas a arcos vulcânicos. Os ETR dos granitoides da Suíte Intrusiva Oca mostram forte fracionamento magmático, traduzido pela alta razão (La/Lu)N, e enriquecimento nos elementos Rb, Th e K, e empobrecimento em Ba, Nb, P e Ti, tendo como fonte rochas máficas com alto a baixo teores de K. O Complexo Bacajaí é representado por quartzo monzonito, granito e granodiorito cálcico a álcali-cálcico, médio-magnesianos e peraluminosos, cujas fontes são rocha máficas com baixo-K e alto-K com alguma contribuição de metassedimentos. As rochas da Suíte Intrusiva Arapari são médio-magnesianas, cálcio-álcali a álcali-cálcico e metaluminosas, tendo como fontes rochas máficas com alto-K. Os granitoides sin a tardi-colisionais (Complexo Bacajaí e Suíte Intrusiva Arapari) são ricos em LILE e ETRL, apresentam anomalias negativas de Ni, P e Ti, e depletação em HFSE, típicos de granitos orogênicos de arcos vulcânicos. Em termos de isotópicos. a sequência Três Palmeiras possui Nd-TDM de 2,35 a 2,58 Ga com Nd(t) de -0,41 a +3,20. A Suíte Intrusiva Oca encerra rochas com Nd-TDM entre 2,24 e 3,06 Ga e εNd(t) que variam entre -5,99 e +2,44. As idades de cristalização U-Pb em zircão dessa suíte são: 2203 ± 23 Ma com Hf-TDM C entre 2,4 e 2,8 Ga e ɛHf(2,20Ga) entre -0,45 e +5,24 para o corpo Ouro Verde; 2173 ± 7 Ma com Hf-TDM C entre 2,3 e 2,6 Ga e ɛHf(2,17Ga) entre +2,04 e +7,65, adicionado a uma idade U-Pb 2171 ± 17 Ma em titanita, para o corpo Central, e 2171 ± 13 Ma com Hf-TDM C entre 2,4 e 3,4 Ga e ɛHf(2,17Ga) entre -10,32 e +4,34 para o corpo Buma, com gerações distintas de crosta entre o Mesoarqueano e o Sideriano/Riaciano. O Complexo Bacajaí apresenta idade de cristalização de 2165 ± 10 Ma, Hf-TDM C entre 2,5 e 2,8 Ga e ɛHf(2,16Ga) de -0,35 a +3,04, com fontes mantélicas do Neoarqueano. A Suíte Intrusiva Arapari possui idade de cristalização 2094 ± 13 Ma, Nd-TDM de 2,38 Ga, εNd(2,09Ga) de -1,15, Hf-TDM C entre 2,6 e 2,8 Ga, e o ɛHf(2,09Ga) variando de -2,77 a +1,59, o que indica mistura de fonte mantélica e crustal geradas do Neoarqueano ao Sideriano. A evolução geológica da região estudada é marcada por diversos eventos. No Sideriano, sequências vulcanosedimentares com basaltos toleíticos e andesitos de arco de ilhas foram depositados, seguidas de colocação de granitoides durante a colisão e formação de arco continental composto por dioritos a granitos entre 2,20 e 2,09 Ga. O estágio mais avançado e tardio da orogenia Transamazônica na região da Volta Grande é representado pela colocação granitoides peraluminosos da Suíte Intrusiva Arapari, que encerram a complexa evolução geológica da região. A análise realizada neste estudo destaca a proposta de similaridade fundamentada na similaridade petrográfica, geocronológica e isotópica entre a região da Volta Grande e os domínios Lourenço e Carecuru, localizados no estado do Amapá, na porção nordeste da Província Maroni-Itacaiúnas.

Afloramentos sedimentares carbonáticos da Formação Pirabas na Plataforma Bragantina, Norte do Brasil, representam a porção exposta de toda a sucessão carbonática na plataforma equatorial marinha de subsuperfície da Formação Ilha de Santana (Cretáceo/Maastrichtiano-Mioceno/Aquitaniano), na Bacia Pará-Maranhão e da Formação Pirabas (Mioceno/Aquitaniano-Serravaliano), na Bacia de Barreirinhas, ambas pertencentes ao Grupo Humberto de Campos. Os depósitos transgressivos, as inundações e o avanço da plataforma carbonática foram investigados através do estudo de afloramentos da Formação Pirabas (localidade tipo na Ilha de Fortaleza, estado do Pará) e do carbonato análogo da seção superior da Formação Ilha de Santana do poço -log 1- MAS-16-MA (510 a 660 metros abaixo do fundo do mar). As análises estratigráficas foram baseadas em petrografia, microCT, assembleias de microfósseis (foraminíferos, ostracodes e briozoários) e espécies-índice (Amphistegina, Archaias, Pyrgo, Quinqueloculina, Pirabasoporella, Nellia, Skylonia e Alpheus), além da abordagem de biofácies. A fronteira entre a Formação Ilha de Santana (Aquitaniano/Burdigaliano na seção 510–660 m de 1-MAS-16-MA) e a Formação Pirabas (Burdigaliano/Serravaliano no afloramento Ilha de Fortaleza) sugere que as fácies sedimentares de águas rasas são semelhantes às depositadas nas bacias marginais, e marca o início do fornecimento de siliciclásticos para a plataforma interna e a redução das fábricas de carbonato de algas coralinas.

Os estudos dos ostracodes do Neógeno do oeste da Amazônia, iniciados em 1979, foram sobretudo de caráter taxonômico, com registro de uma fauna vasta, diversa e endêmica, representada, predominantemente, pelo gênero Cyprideis. Este gênero é eurihalino e capaz de se adaptar às mais diversas condições ambientais, como nível de salinidade da água, temperatura e oxigenação, apresentando elevada plasticidade ecofenotípica. Desta forma, a rápida resposta adaptativa do gênero aos bioeventos, durante a deposição do Sistema Pebas, no Neógeno, na região ocidental da Amazônia, levou ao desenvolvimento de características morfológicas peculiares e de elevada variação intraespecífica, dificultando a diferenciação de espécies do gênero dentro deste sistema. Ainda que diversos autores tenham estudado o gênero Cyprideis do Neógeno da Amazônia Ocidental, o número de espécies ainda é subestimado. Desta forma, o presente estudo teve como objetivo, fazer o levantamento e o refinamento taxonômico das espécies deste gênero, de diferentes furos de sondagem (1AS-1-AM, 1AS-4-AM, 1AS-8-AM, 1AS-32-AM, 1AS-33-AM e 1AS-36-AM) perfurados na Amazônia ocidental, oeste do estado do Amazonas. Um total de 9353 valvas foram contabilizadas, nas quais foram identificadas 30 espécies e 8 gêneros de ostracodes. Destas, 22 espécies pertencem ao gênero Cyprideis e 8 pertencem à outros gêneros (Cypria aqualica, Cytheridella danielopoli,?Paracypris sp., Pellucistoma curupira, Penthesilenula olivencai, Perissocytheridea acuminata, Perissocytheridea ornellasae e Rhadinocytherura amazonensis). As especies Cyprideis goeldiensis e Cyprideis javariensis são novas e Cyprideis sp. 1 permanece em nomenclatura aberta. Uma nova variação da espécie Cyprideis matorae foi identificada e a espécie Cyprideis santaelenae, originalmente descrita para a Formação Pebas, é aqui registrada pela primeira vez para os estratos da Formação Solimões. A presença de espécies index, permitiu identificar quatro biozonas de ostracodes no testemunho 1AS-32-AM (Zona Cyprideis caraionae, Zona Cyprideis minipunctata, Zona Cyprideis cyrtoma e Zona Cyprideis paralela), compatíveis com a palinozona Grimsdalea, de idades do Mioceno médio ao superior. Uma nova zona de associação ostracodes nomeada Zona de Associação-Cyprideis cyrtoma, foi aqui proposta, a qual possui idade inferida no Tortoniano e registra os picos de abundância e diversidade de espécies, especialmente do gênero Cyprideis, ao longo dos testemunhos estudados aqui e em estudos anteriores. A grande predominância das espécies do gênero Cyprideis no material estudado, além da ocorrência associada de raros gêneros de água doce e marinha, apontam para um ambiente lacustre, semiconfinado, salobro e mesohalino.

The rocks that make up the TTG crust in the northern area of Ourilândia do Norte - Tucumã are predominantly tonalitic and show strong petrographic and geochemical affinities with other TTG occurrences in the Carajás Province, which occur in the Rio Maria Domain and Carajás Domain. The granitoids were differentiated based on the occurrence domains of rocks from the Xingu Complex. They exhibit a varied structural pattern, with a tendency towards N-S and concentric patterns. These granitoids are predominantly composed of tonalites with subordinate trondhjemites and granodiorites. The U-Pb zircon crystallization age obtained from the tonalitic variety was 3.00 Ga. The trondhjemites are characterized by higher sodium concentration (Na2O/K2O ratio between 4.24-7.89) and low content of ferromagnesian elements (6 < FeO* + Mg + TiO2 + MnO < 8), while tonalites show sodium depletion (Na2O/K2O ratio between 1.79- 3.20) and tend to be enriched in ferromagnesian elements (8 < FeO* + Mg + TiO2 + MnO < 13), with some samples falling within the field of hybrid granitoids, and they are also metaperaluminous (A/NK 1.5-2.0; A/CNK ~1). The Archean is characterized by developing thick sequences of greenstone and TTG plutons, forming dome-like structures and ridges in some cratons, such as those reported in the eastern Pilbara (Australia) and Dharwar (India) cratons. In the model adopted for the Ourilândia-Tucumã area, the generation of the initial stages of TTG magma in the Carajás Province sourced from metabasalts of the Tucumã-Gradaús Group's greenstone belt sequence. This occurred in a scenario involving the partial melting of the base of a thickened mafic oceanic protocrust due to interactions between the lithosphere and convective currents in the asthenospheric mantle, resulting in high-ETRP TTG melt. Dispersed crustal drips formed under increasing pressure and temperature conditions in this context. The partial melting of metabasalt within these drips produced felsic melts that intruded the overlying crust, forming low-ETRP TTG. 

O mapeamento geoquímico e a determinação do background, ajudam a identificar anomalias no ambiente e distinguir fontes naturais ou antrópicas. O mercúrio (Hg) é um elemento preocupante por ser conservativo, podendo bioacumular e biomagnificar. Na bacia do rio Tapajós, os garimpos aplicam o Hg na recuperação do ouro, esse Hg pode ser liberado para o ambiente juntamente com o Hg do solo, resultando em áreas contaminadas, associadas a supressão da florestal, expondo os solos à erosão. No estudo, realizado, foram coletadas e analisadas pelo SGB/CPRM, em 2005/2006, 343 amostras de sedimentos de rios, com uma densidade amostral de 1/135 Km². O teor de Hg nas amostras foi analisado por ICP-OES com gerador de hidretos. Os valores de Hg variaram de 0,01 a 4,46 mg.kg^-1, e o background geoquímico estabelecido para a área foi de 0,48 mg.kg^-1, próximo ao nível de efeito provável, 0,486 mg.kg^-1. Ao se classificar as amostras por litologias, a saber, granitoides alcalinos, granitoides cálcio alcalinos, rochas sedimentares e gnaisses e rochas vulcânicas, o mMAD mostrou os respectivos resultados, 0,69; 10,19; 0,03 e 0,77 mg.kg^-1 para os limiares superiores e 0,01, 0,00, 0,02 e 0,00 mg.kg^-1para o limiar inferio. A classificação uso e ocupação, a saber, Pastagem e Floresta apresentaram   valores de mMAD de 6,10 e 0,10 mg.kg^-1 respectivamente para os limiares superiores e 0,00 e 0,01 para os limiares inferiores. Ressalta-se que tal cálculo para a área de garimpos não pode ser realizado devido a porcentagem significativamente baixa de amostras a cima do limite de detecção inferior do método analítico, sugerindo altas concentrações de Hg somente em amostras pontuais.  O Fator de Enriquecimento (FE) revelou um aumento significativo de mercúrio (Hg) em áreas com maior influência humana nos mapas de interpolação, identificando os oxi-hidróxidos de ferro-manganês e argilominerais como os principais componentes responsáveis pela adsorção de Hg. Os Mapas de Fator de Contaminação (FC) identificaram como contaminada as mesmas áreas que o FE apontou como enriquecidas. A região estudada é naturalmente enriquecida em Hg em relação a outros biomas, devido aos fatores: 1° geogênico, associado a erosão das rochas e o processo de intemperismo tropical, que leva à formação de duricrust e solo laterítico, fazendo com que o Hg se acumule de forma eficiente no solo; 2° o fator antrópico local, atuando na degradação do solo promovendo a conversão de florestas em pastagens e áreas de garimpo, remobilizando e dispersando o Hg. Considerando a escala de abordagem deste trabalho foi verificado maior impacto relacionado a mudança de uso do solo.  Sugere-se uma abordam mais detalhado como maior número de amostras em escala cartográfica maior para definir impactos locais.

Mangroves stand out for their resilience and important role in environmental balance. Still, globally, mangrove areas have suffered losses of around 35% between 1980 and 2000, caused by changes in salinity gradients, wave and current action, relative sea level changes and urban expansion. The Brazilian coastal zone is distributed in 395 municipalities, among them Salinópolis, located on the Paraense coast, with a wide occurrence of mangroves that have also presented degradation. A spatial-temporal analysis based on Landsat, Quickbird and drone images was used to investigate the main forces driving the natural and anthropogenic mangrove dynamics in Salinópolis. These data allowed for individualizing the vegetation and geomorphology units between 2009 and 2019. An aerial photogrammetric survey based on drone data between Feb / 2019 and Sep / 2019 enabled the identification of changes in the topography of the tidal flats and cliffs. These data indicated an increase in mangrove areas of around 104 ha between 2009 and 2017 in the study area. However, there was a loss of this forest of approximately 52.3 ha between 2017 and 2019, when there was an increase in unregulated urbanization of coastal areas. The area comprising the so-called “Praia do Maçarico” presented losses of mangroves of around 15.2 and 28.8 ha in 2010 - 2017 and 2017 – 2019 periods, respectively. In the Atalaia area, there was a loss of about 23.5 ha between 2017 and 2019. The expansion of the mangroves occurred over higher coastal plains (~2.8 m above mean sea level), distant from human intervention, and probably caused by a relative sea level rise. However, the retraction of mangrove areas occurred mainly due to unregulated urban expansion over the higher tidal flats. In addition, the spatio-temporal analysis indicated erosion on the Maçarico cliff, with a retreat from the top of the cliff of up to 20 m between Feb / 2019 and Sep / 2019. In the year 2022 there were urban infrastructure works in this area with new sediment input to try to stabilize the cliff. It should be highlighted that the eroded material from the cliff caused an increase of up to 1 m on the tidal flat near the base of the cliff, where some mangroves occur, causing the burial of their roots and the death of these trees. The data showed that interventions on the coast with mangroves have caused losses in these forest areas that tend to migrate to topographically higher sectors due to the relative sea level rise, characterizing a conflict between the current expansion trend of this ecosystem and anthropogenic interventions on the coast. The coast of Salinópolis, with a vulnerability degree between very high (4,6) and high (3,6) requires the inclusion of projects with a quali-quantitative analysis of the interaction of the main coastal characteristics (e.g. geomorphology, topographic gradients of the coast, tidal range, vegetation, angle and speed of currents and surface runoff) before implementing works on the Salinópolis coast.

Keywords: remote sensing; mangrove; population expansion; Salinópolis; Amazon; Northeastern Pará.

O minério de ferro é um recurso de suma importância para o desenvolvimento de uma nação. Com o avanço tecnológico, industrial e urbano, principalmente dos países asiáticos, a demanda por este recurso vem aumentando consideravelmente nas últimas décadas. Consequentemente, mudanças da cobertura e uso do solo (MCUS) vem ocorrendo nas áreas mineradas dos países com maior produção de minério. A Austrália e o Brasil são os maiores produtores de minério de ferro no mundo. Em 2019, alcançaram a produção de 930 milhões de toneladas (mt) e 480 mt, respectivamente. Entretanto, pouco se sabe sobre a extensão do uso do solo necessário para explotação de minério de ferro na escala das minas a céu aberto produtivas nesses dois países.
Diante disso, esta tese de doutorado teve como objetivos (1) mapear as MCUS no tempo e no espaço em áreas de mineração de ferro nos países dois com maior produção do mundo; (2) estimar a área utilizada para explotação de minério de ferro, assim como a produção de minério acumulada desde a década de 1980 até 2019; e (3) determinar um indicador de intensidade de explotação mineral, representado pela produção de minério em milhões de toneladas por quilômetro quadrado (mt/km²) para as principais minas de ferro da Austrália e do Brasil. Para este fim, imagens de satélite Landsat 5 TM (1984 e 1986) e Sentinel-2B (2019) foram processadas para mapear as MCUS em áreas de minas de ferro a céu aberto na região de Pilbara na Austrália Ocidental província mineral de Hamersley e na região de Carajás (PA), Corumbá (MS) e Quadrilátero Ferrífero – QF (MG) no Brasil, a partir da técnica de Análise de Imagens Baseado em Objetos Geográficos (GEOBIA). Os valores de produção de minério de ferro por área minerada foram extraídos dos anuários estatísticos da produção mineral dos dois países. Os resultados mostraram que a mineração de ferro na Austrália em 1986 ocupava uma área de 41,45 km² e foi expandida para 875,06 km² até 2019. No Brasil em 1984 a extensão da mineração de ferro era de 109,53 km² e se estendeu para 295,75 km² em 2019. A Acurácia global e o índice kappa do conjunto das imagens classificadas ficaram acima de 90%, indicando a ótima qualidade do mapeamento. Os dados de produção de minério de ferro acumulado entre os anos de 1984 a 2019 mostraram que a Asutrália alcançou a produção total de 8.4 bilhões de toneladas de minério de ferro neste período, em uma área minerada de 875,06 km², o equivalente a 9.7 mt/km². Enquanto o Brasil atingiu a produção total de 7.03 bilhões de toneladas em uma área de 297,75 km². O Indicador de intensidade de explotação mineral mostrou que o Brasil e a Austrália produziram o equivalente a 23.6 mt/km² e 9.7 mt/km², respectivamente ao longo do período estudado. O estudo concluiu que (1) a área de solo minerado cresceu em todas as minas nos dois países analisados entre 1984 e 2019, sendo que a maior expansão foi detectada na Austrália; (2) a alta produção de minério de ferro na Austrália e no Brasil e as consequentes MCUSs são impulsionadas pela alta demanda dos países asiáticos com destaque para a China; e (3) o indicador de intensidade de explotação mineral mostrou que as minas de ferro do Brasil apresentaram a melhor relação entre produção mineral vs. área minerada em comparação à Austrália. Esta relação permite afirmar que os dois países alcançaram um patamar de produção extremamente alto em uma área proporcionalmente diminuta, em especial no Brasil. Por fim, esta tese de doutorado contribuiu para quantificar a extensão das áreas das minas de ferro, compreender a intensidade da produção deste minério e as consequentes MCUS nestes dois países. 

A titanita (CaTiSiO5) é um mineral comum em rochas metamórficas ortoderivadas, cálcio-silicáticas e granitoides cálcio-alcalinos. A temperatura de fechamento para difusão de Pb em titanita varia entre 650-775ºC. Além disso, tende a ser mais reativa do que outros petrocronômetros como zircão e monazita, uma vez que é mais susceptível a reações metamórficas de médio a alto grau. Portanto, a titanita é um geocronômetro amplamente utilizado na datação U–Pb de eventos metamórficos, ígneos e hidrotermais. Este trabalho consistiu na implementação do protocolo experimental da metodologia U–Pb em titanita por espectrometria de massa de fonte plasma indutivamente acoplado e microssonda de ablação a laser (LA-ICP-MS) no Laboratório de Geologia Isotópica Pará-Iso da Universidade Federal do Pará. A rotina analítica foi otimizada com base em análises de quatro titanitas de referência (Tory Hill, Khan, Mud Tank e CHBK), para estimar a precisão, confiabilidade e reprodutibilidade dos dados. Este protocolo experimental foi implementado a partir de procedimentos previamente desenvolvidos no Laboratório Pará-Iso (U–Pb em zircão) e em outros laboratórios (U–Pb em titanita). Os cristais mais adequados para datação (aqueles mais escuros e sem inclusões/fraturas) foram selecionados e fixados em pastilhas de resina epóxi (mounts). Imagens de elétrons retro espalhados (ERE) foram obtidas para avaliar as feições internas dos cristais e identificar os domínios para as análises pontuais (spots). As análises U–Pb foram realizadas com espectrômetro de massa quadrupolo (Q-ICP-MS) modelo iCAP Q da marca Thermo Fischer Scientific, com microssonda de ablação a laser tipo sólido Nd:YAG 213 nm modelo LSX-213 G2 da marca CETAC. O processamento e redução dos dados analíticos brutos foram realizados em macro Excel, desenvolvida para as especificidades do iCAP Q e do sistema U–Pb em titanita, levando em conta o fato deste mineral poder incorporar quantidades consideráveis de Pb comum, o que requer uma avaliação cuidadosa e correção adequada do conteúdo desse Pb. O cálculo das idades e os diagramas Concordia foram gerados com auxílio do software Isoplot/Excel. Para validar o protocolo de análises U–Pb por LA-Q-ICP-MS, titanitas de dois materiais de referência (Khan e CKHB) e de três amostras (JAP-02A, STG-179B e B107) também foram analisadas por SHRIMP IIe no Centro de Pesquisas em Geocronologia e Geoquímica Isotópica da Universidade de São Paulo (CPGEO-USP). As análises por LA-Q-ICP-MS nas titanitas Tory Hill e Khan forneceram idades 206Pb*/238U de 1057,2 ± 2,5 Ma (n=79; MSWD=0,74) e 518,0 ± 4,9 Ma (n=26; MSDW=0,45), respectivamente, concordantes com a idade ID-TIMS da literatura de 1059,7 ± 1,2 Ma para a titanita Tory Hill e com a idade SHRIMP de 519,9 ±1,8 Ma (n=18; MSWD=0,65) da titanita Khan. A titanita Khan mostrou-se mais adequada para uso como MR primário, pois apresentou maior sinal analítico, menor variância nas razões isotópicas e menor conteúdo de Pb comum. As titanitas Mud Tank e CKHB, empregadas como MRs secundários, forneceram, respectivamente, idades 206Pb*/238U de 318,4 ± 2,1 Ma (n=44; MSWD=0,30) e 93,9 ± 2,9 Ma (n=40; MSWD=0,05), idênticas à idade ID-TIMS de 319,20 ± 0,36 Ma da literatura para Mud Tank e à idade SHRIMP de 93,8 ± 1,5 Ma (n=18; MSWD=0,10) da titanita CHKB. As idades SHRIMP demonstram a boa reprodutibilidade interlaboratorial, certificando o protocolo analítico implementado. Como aplicação geológica, foram datadas titanitas de três rochas metamórficas, uma arqueana e duas paleoproterozoicas do sudeste do Escudo das Guianas (SEG), sendo um ortognaisse granodiorítico (JAP-02A – 2,69 a 2,60 Ga), o paleossoma de um ortognaisse diorítico migmatizado (STG-179B – 2139 ± 1 Ma) e um tonalito (B107 – 2139 ± 12 Ma). As análises na amostra JAP-02A forneceram uma idade 207Pb*/206Pb* de 2051 ± 10 Ma, a qual registra o evento metamórfico tardi-riaciano que afetou este ortognaisse neoarqueano, da porção norte do Bloco Amapá. As amostras STG-179B e B107 afloram ao longo do Rio Oiapoque, na fronteira entre Amapá e Guiana Francesa. As titanitas dessas amostras forneceram idades 207Pb*/206Pb* de 2111 ± 17 Ma e 2098 ± 29 Ma para o paleossoma e o tonalito, respectivamente. Estas idades registram um evento de metamorfismo regional associado ao estágio colisional (2,11-2,09 Ga) do Ciclo Transamazônico (2.26-1.95 Ga), que retrabalhou as rochas do SEG. Foram também analisadas titanitas ígneas de um leucrogranito neoproterozoico (SOS-1257), inserido no Sistema Orogênico Sergipano (SOS), no setor sul da Província Borborema (PB). A idade 206Pb*/238U de 639,1 ± 5,8 Ma foi obtida e é considerada como a melhor estimativa da idade de cristalização deste leucrogranito, uma vez que análises U–Pb em zircões desta mesma amostra não forneceram resultados analíticos coerentes, devido ao elevado grau de metamitização dos cristais. A idade obtida neste leucogranito ilustra o potencial da titanita em fornecer idades de cristalização em granitoides cujos zircões metamíticos inviabilizaram a determinação de uma idade. Os resultados obtidos neste trabalho demostram a viabilidade da metodologia U–Pb em titanita por LA-Q-ICP-MS, que se encontra em rotina no Laboratório Pará-Iso.

O Lineamento Transbrasiliano (LTB) é uma estrutura intercontinental que se consolidou no final do Neoproterozoico. Possui aproximadamente 4.000 km de comprimento, estendendo-se do Paraguai e Argentina, cortando o centro-oeste e nordeste do Brasil, prolongando-se para o continente africano. Na porção noroeste do Estado do Ceará, este lineamento é denominado de Zona de Cisalhamento Sobral (ZCS), apresentando, majoritariamente, feições de movimentação dextral e foliação milonítica na direção NE-SW, separando os domínios Noroeste do Ceará (DNC) e Ceará Central (DCC). Os estudos realizados na escala mesoscópica, permitiram identificar granitos sintranscorrentes ao longo da ZCS com intensidades de milonitização distintas; foliações primárias totalmente transpostas por processos dinâmicos relacionados a movimentação transcorrente da ZCS, que geraram foliações miloníticas com alto mergulho (vertical/subvertical) principalmente na direção NE-SW; além de lineação de estiramento mineral horizontal; bem como cinemática predominantemente dextral, raramente sinistral. Na escala microscópica, os granitos sintranscorrentes foram classificados petrograficamente e subdivididos em 2 grupos: G1 (sienogranitos e monzogranitos miloníticos) e G2 (granodioritos miloníticos); e por meio da análise microestrutural foi possível interpretar as condições de deformação que afetaram os componentes minerais destas rochas. As microestruturas são características de deformação dúctil que recristalizaram cristais de quartzo e plagioclásio por mecanismos SGR (Subgrain Rotation) e GBM (High-Temperature Grain Boundary Migration) de alta temperatura, gerando tramas S-C, migração no limite do cristal, subgrãos, estrutura window, núcleo-manto e feldspatos fish. Os minerais micáceos apresentam feições dúcteis tipo fish indicando deformação dextral, isoladamente sinistral. A semelhança das estruturas mesoscópicas, macroscópicas e microscópicas permitem afirmar que a milonitização imposta pela transcorrência da ZCS é registrada e coerente em todas as escalas. A partir dos dados geoquímicos é possível notar que esses granitos possuem caráter ácido (SiO2 > 67%) e peraluminoso; são predominantemente de ambientes sincolisionais; e que o G2 é pouco fracionado (Rb/Sr < 0,5) com razão Rb/Sr entre 0,1 e 0,3. De outro lado, o G1 apresenta característica de suíte fracionada moderada a alta (Rb/Sr > 0,5 e < 20,5) com razão Rb/Sr entre 1,0 e 2,4. Apenas uma amostra do G1 apresenta baixo grau de fracionamento (Rb/Sr = 0,2). Há enriquecimento de elementos litófilos (LILE) que incluem o Ba e Rb são relativamente mais enriquecidos em comparação com os ETRL como o La, Ce e o Nd, e em relação aos elementos com alto campo de força (HFS) como o Th, Ti, Zr, Nb e Ta. Há também enriquecimento em ETRL em relação aos ETRP, e isto é confirmado pela leve inclinação do diagrama de ETR. As amostras de dois granodioritos miloníticos (MH-19-05 e MH-19-09) foram analisadas por meio do método U-Pb-Hf em foram obtidas as idades concórdia de cristalização em 589±6 Ma (Ediacarana) com MSWD=1,5 e de intercepto superior herdada paleoproterozoica de 2171±21 Ma (Riaciano) com MSWD=0,81 na amostra 09. Na amostra 05 foi obtida idade de intercepto superior Paleoproterozoica de 2094±37 Ma (Riaciano tardio) com MSWD=1,6. As idades Hf-TDM C na amostra 09 foram calculadas em 0,59 Ga e variam de 2,21 a 2,33 Ga e os valores εHf (0,59 Ga) são fortemente negativos variando de –11,5 a –13,4 (fontes riacianas-siderianas oriundas de retrabalhemento crustal); e em 2,17 Ga e variam de 2,50 a 3,16 Ga e seus valores εHf (2,17 Ga) variam de –6,9 a +3,7 (mistura de fontes crustais e mantélicas neoarqueanas-mesoarqueanas). Na amostra 05 as idades Hf-TDM C foram calculadas em 2,09 Ga Ma e variam de 2,56 a 2,63 Ga com valores positivos de εHf (2,09 Ga) que variam de +0,7 a +1,8 (fonte mantélica neoarqueana).

A Província Carajás foi palco de um evento magmático extensivo, marcado por intrusões graníticas anorogênicas e diques associados. O mapeamento geológico realizado na porção central do Domínio Canaã dos Carajás, permitiu a individualização de dois novos stocks graníticos anorogênicos. Esses granitos ocorrem como stocks de forma subcircular, isotrópicos, como intrusões em rochas graníticas arqueanas da Suíte Vila União e Granito Cruzadão. São classificados como monzogranitos e divididos em fácies biotita monzogranito equigranular (BMzGE) e biotita monzogranito porfirítico (BMzGP), apresentam aspecto de granitos evoluídos, onde a biotita é o principal mineral ferromagnesiano e estão frequentemente associadas à fluorita, além de allanita, zircão, apatita e epidoto. São metaluminosos a peraluminosos, com elevado conteúdo de HFSE ferroso com caráter reduzido a levemente oxidado. Quando comparados aos demais granitos tipo-A da Província Carajás, esses granitos demonstram contrastes significativos com as Suítes Jamon e Velho Guilherme e são similares ao observado para a Suíte Serra dos Carajás e, por consequência, ao Granito Gogó da Onça. Dados geocronológicos de U-Pb em zircão mostraram que a idade de cristalização desses granitos é de ~1893 ± 13 Ma, e associados aos dados isotópicos de Lu-Hf indicam fontes crustais para essas rochas, com valores ƐHf fortemente negativos variando entre -14 a -17 e TDM entre 3,38 Ga a 3,57 Ga, apontando alto tempo de residência crustal. Dados de modelagem geoquímica sugerem que tais granitos foram gerados a partir de fusão parcial de rochas tonalíticas de composição análoga ao do Tonalito Arco Verde e/ou Tonalito Caracol do Domínio Rio Maria. Tais resultados são compatíveis com a hipótese de que estes granitos foram gerados do retrabalhamento de granitoides mesoarqueanos e colocados em crosta rasa em 1,89 Ga.

O Orosiriano do sudeste do Cráton Amazônico se caracteriza por associações ígneas dos tipos I, A e raro tipo S aflorantes nos domínios, de oeste para leste, Tapajós, Iriri-Xingu e Carajás. O Domínio Tapajós representa, pelo menos em parte, a porção mais proximal de uma borda continental ativa, enquanto o Domínio Carajás representaria a porção crustal mais antiga, estabilizada no Neoarqueano. Já o Domínio Iriri-Xingu (DIX), no centro, ainda tem seu significado tectônico incerto. Os episódios magmáticos que afetaram essa região no Orosiriano se dividem em três intervalos temporais. O primeiro intervalo, entre 2030 e 2000 Ma, é marcado por um vulcano-plutonismo juvenil, cálcio-alcalino do tipo I, presente no Domínio Tapajós. O segundo intervalo, entre 2000 a 1960 Ma, é composto por uma série de rochas vulcanoplutônicas cálcio-alcalinas de alto K a shoshoníticas do tipo I, que afloram no Domínio Tapajós e se expandem para leste, até o DIX. As associações ígneas ligadas ao terceiro intervalo (1900 a 1860 Ma) representam um magmatismo cálcio-alcalino do tipo I e um magmatismo do tipo A associado a rochas máficas. O magmatismo do tipo A - do sub-tipo A2 - possui um contexto geográfico mais amplo que a associação do tipo I e aflora em uma área extensiva ao longo do Cráton Amazônico (cerca de 1.500.000 km2). Essas rochas são atribuídas genericamente à Silicic LIP Uatumã. Nesta tese são apresentados novos dados geológicos, litoquímicos e isotópicos (U-Pb, Lu-Hf em zircão e Sm-Nd em rocha total) de diferentes corpos graníticos do segundo e terceiro episódios magmáticos que afloram na região centro-leste e noroeste do DIX. No centro-leste do domínio foram estudados os granitos São Pedro do Iriri, Vila Primavera, Caboclo e Jabá, todos alcalinos a subalcalinos, metaluminosos a ligeiramente peraluminosos, ferroanos a pouco magnesianos. Os três primeiros granitos possuem afinidade com os granitos tipo A reduzidos estaníferos da Suíte Velho Guilherme. Dados U-Pb e Lu-Hf permitiram estabelecer uma idade de 1897 ± 8 Ma para o Granito São Pedro do Iriri, com valores de εHf(t), entre -8,22 e -17,44, apontando para uma mistura de fontes crustais do Meso e Paleoarqueano. Já o Granito Jabá apresenta afinidade química com outros granitos tipo A oxidados dos domínios DIX e Carajás. Esse granito apresentou uma idade U-Pb em zircão de 1887 ± 14 Ma e valores de εHf(t) de -6,43 a -10,21, indicando uma fonte crustal mais radiogênica, homogênea e de idade predominantemente mesoarqueana. As rochas cálcio-alcalinas do tipo I típicas estudadas neste trabalho compreendem os granitos Rio Bala, Porto Estrela e amostras graníticas esparsas do Rio Iriri - que representam, entre outros plutons, os granitos Serra do Chavito e Pedra do O. Em comum, essas rochas apresentam caráter magnesiano, cálcio-alcalino de alto K a subordinadamente shoshonítico e são metaluminosas à anfibólio e biotita. O Granito Porto vi Estrela possui fácies de composição tonalítica a granítica e tem idade U-Pb em zircão de 1972 ± 6,6 Ma. As amostras de granitos cálcio-alcalinos do Rio Iriri são quartzo-monzoníticas a graníticas. Entre elas, amostras dos granitos Serra do Chavito e Pedra do O apresentaram, respectivamente, idades de 1987 ± 6,6 e 1988 ± 8 Ma. As idades aqui apresentadas para o Granito Porto Estrela e granitos do Rio Iriri permitem correlacioná-los à associação vulcanoplutônica de 2,00 a 1,96 Ga aflorante nos domínios DIX e Tapajós. O Granito Rio Bala apresentou fácies quartzo-monzoníticas a graníticas, trend químico típico das rochas subalcalinas e idade de 1877 ± 8,2 Ma. Esse granito corresponde ao primeiro registro do plutonismo cálcio-alcalino de alto K cronocorrelato às rochas vulcânicas do Grupo Iriri (riolitos e dacitos cálcio-alcalinos de 1,88-1,87 Ga) no DIX. Quimicamente, ele possui caráter mais evoluído e afinidade à fácies granítica da Suíte Parauari. As demais rochas estudadas da região noroeste do DIX constituem duas amostras atípicas de granitos tipos A e I, oriundas respectivamente dos plútons Cachoeira do Julião e Igarapé Limão. O granito tipo A é representado por um Cpx-hb-bt quartzo-sienito, cujos dados geocronológicos prévios (1889 ± 3 Ma) permitem uma correlação direta com o plutonismo alcalino associado à SLIP Uatumã. A outra rocha constitui um biotita monzogranito de caráter fracamente peraluminoso, magnesiano e cálcio alcalino de médio a alto potássio, com características químicas afins aos granitos tipo I e também às rochas adakíticas. O padrão concavo para cima de ETR e a razão relativamente baixa de Dy/Yb (1,04) sugerem anfibólio residual ou fracionamento desse mineral em relativamente alta P com granada. Os baixos teores de MgO, #Mg, Yb e Ni e alto FeOt/MgO indicam uma afinidade dessa amostra com os adakitos de fusão de crosta inferior espessada. As condições necessárias para a gênese dessa rocha são satisfeitas se considerarmos que a crosta desse domínio foi deformada e espessada no Ciclo Transamazônico e posteriormente estirada no Orosiriano. Uma compilação de dados relacionados ao magmatismo do tipo I com idades entre 2,00 e 1,96 Ga sugerem um evento extenso, com uma área mínima de 190.000 km2, mas relativamente breve, com duração de cerca de 40 Ma. Extrapolando-se condições geodinâmicas modernas para o Paleoproterozoico, conclui-se que esse padrão espacial-temporal não pode ser explicado unicamente pelo processo de subducção. Depreende-se, portanto, que pelo menos parte desse magmatismo seja gerado em ambiente de margem convergente por processo outro que não a subducção ou, alternativamente, um evento pós-orogênico. O mesmo encadeamento lógico pode ser adequadamente utilizado para as rochas cálcio-alcalinas 100 M.a. mais jovens. Os dados isotópicos de Nd para as amostras estudadas apresentaram valores de εNd(t) moderadamente a fortemente negativos e idades modelo Nd-TDM siderianas a mesoarqueanas. Esses dados, juntamente aos dados da literatura, evidenciam uma crosta heterogênea, pelo vii menos em parte composta por uma crosta similar à de Carajás. As assinaturas isotópicas neoarqueanas e siderianas poderiam representar, de modo não mutualmente excludente: a presença de segmentos crustais juvenis; mistura entre crosta antiga arqueana e material mantélico (provavelmente do Riaciano e/ou Orosiriano); ou ainda mistura de componentes crustais variados. Essa crosta poderia ser interpretada como núcleos preservados paleo a mesoarqueanos margeados por crosta retrabalhada e possivelmente afetada por inputs juvenis no Riaciano e/ou Eo-Orosiriano, além de apresentar blocos/segmentos isolados de rochas juvenis neoarqueanas e riacianas. No que concerne a litoestratigrafia do DIX, sugere-se que o Grupo Iriri seja composto das formações Santa Rosa, formada por vulcânicas ácidas do tipo A, e Confresa, formada por vulcânicas ácidas cálcio-alcalinas do tipo I, ambas com idades entre 1,90 e 1,86 Ga. Propomos que as rochas vulcânicas cálcio-alcalinas com idades entre 2,00 e 1,96 Ga, anteriormente relacionadas ao Grupo Iriri, sejam agrupadas na Formação Jarinã. Também recomendamos a adoção do termo Suíte Vila Rica para designar os granitos do tipo I cronocorrelatos à Formação Jarinã. Sugerimos o agrupamento dos granitos tipo A afins aos granitos oxidados de Carajás na Suíte Rio Dourado. Em respeito aos granitos tipo A reduzidos potencialmente estaníferos, recomendamos sua inclusão na unidade proposta Suíte São Pedro do Iriri.

Na Província Carajás (PC), durante os estágios finais do Neoarqueano (2.75-2.73 Ga), foram formados no Domínio Sapucaia e Canaã dos Carajás, granitoides representados respectivamente pelas Suítes Vila Jussara e Planalto. Tais suítes apresentam caráter metaluminoso e afinidade geoquímica com granitos tipo-A e razão FeO/(FeO+MgO) em rocha total variáveis desde ferrosas até magnesianas. Estudos químico-mineralógicos realizados nos granitos neoarqueanos, envolvendo microscopia ótica, microscopia eletrônica de varredura, microssonda eletrônica e petrologia experimental, revelaram notáveis variações entre as principais fases minerais. Epidoto é uma fase comum nas variedades ferrosas reduzida, oxidada e magnesiana da Suíte Vila Jussara, exibindo conteúdo de pistacita entre 25 e 30 mol.%. Na Suíte Planalto e demais granitoides neoarqueanos da PC, epidoto é uma fase ausente. O estudo da cinética de dissolução dos epidotos da PC mostra que sua formação e estabilidade está diretamente relacionada às condições de pressão, temperatura e fugacidade de oxigênio, porém, sua estabilidade também é condicionada pelos mecanismos de ascensão, colocação e cristalização, que influenciam a intensidade de dissolução dos cristais. Estudos químicomineralógicos realizados em titanita das suítes Vila Jussara e Planalto e paleoproterozoicas da Suíte Jamon, revelaram notáveis variações texturais e composicionais neste mineral. As razões Fe/Al em titanita são bastante variáveis nos granitos estudados, tendo sido distinguidos com base nelas três grandes grupos de titanitas: 1) razão Fe/Al alta (Fe/Al >0.5); 2) moderada (0.5≤Fe/Al≥0.25); e 3) baixa (Fe/Al <0.25). Além disso, de forma geral, os dados obtidos corroboram a tendência de maior estabilidade da titanita em condições oxidantes, próximas do tampão Níquel-Níquel-Oxigênio (NNO), porém, a ocorrência de titanita magmática em variedades reduzidas das suítes Vila Jussara e Planalto mostra que é possível ocorrer sua cristalização em condições próximas ao tampão Faialita-Magnetita-Quartzo (FMQ). Ademais estudos de petrologia experimental realizados nas mesmas suítes neoarquenas, mostram que a amostra MDP-02E, com composição tonalítica, representando o magma magnesiano oxidado da Suíte Vila Jussara, exibe conteúdo de SiO2 em torno de 60% em rocha total e 61,05% no vidro experimental, enquanto a amostra de composição sienogranítica (AMR-116), pertencente a variedade fortemente reduzida da Suíte Planalto, apresenta teor de SiO2 em rocha total em 74,13% versus 73,17% no vidro, indicando que as condições experimentais inicialmente calibradas, se aproximaram das condições magmáticas naturais. As condições de cristalização do magma tonalítico e sienogranítico foram efetuados a partir de nove experimentos nas duas amostras, com calibrações preferenciais em pressão de ~4 kbar, ƒO2 em ~NNO-1.3 (1.3 unidade ix log abaixo do tampão NNO) e temperatura variando de 850°C a 668°C e conteúdo de H2O entre 9% e 6% em peso. Além disso, dois experimentos em ƒO2 ~NNO+2.4, com temperaturas variando de 800°C a 700°C, com mesma pressão e variação de H2O dos experimentos reduzidos. Subordinadamente, foram realizados experimentos em 8 kbar e 2 kbar, com condição redox variável. Tais experimentos mostram que o tonalito da Suíte Vila Jussara cristalizou em ~4 kbar, a partir de um magma com alta concentração de H2O (>5% em peso) e em ƒO2 oxidante, provavelmente entre NNO e NNO+1. Por outro lado, os experimentos realizados na composição sienogranítica da Suíte Planalto (AMR-116), mostram uma paragênese principal definida por Cpx+Fa, diferindo fortemente dos minerais naturais, sugerindo que os experimentos não atingiram condições próximas as naturais. 

Keywords: digital elevation models; digital terrain models; floodplain; alluvial plain; Amazon
river.

A Província Mineral de Carajás abriga um dos maiores cinturões cupríferos do mundo, em que as mineralizações hipogênicas sulfetadas foram parcialmente transformados em gossans e estes lateritizados e/ou truncados durante a evolução da paisagem. Estas coberturas representam fonte de informações para a explorção mineral e, em alguns casos, podem ser lavradas juntamente com as mineralizações hipogênicas parentais. Os platôs da Superfície Sulamericana hospedam gossans completos e lateritizados, enquanto as áreas denudadas no entorno, típicas da Superfície Velhas, exibem gossans incompletos ou imaturos, tendo como um exemplar deste último o depósito Alvo 118. Neste corpo, a mineralização hipogênica foi convertida em um gossan imaturo localizado em profundidade, enquanto as rochas hospedeiras foram intemperizados próximo à superfície, formando um saprólito mineralizado. O gossan é formado por uma zona de oxidação, que inclui goethita, malaquita, pseudomalaquita, cuprita, tenorita, cobre nativo, ramsbeckita, crisocola e libethenita; com relictos de uma zona de sulfeto secundário, representada por calcocita. Estes minerais estão distribuídos em zonas de domínio da goethita, malaquita, cuprita e libethenita, com evolução independente, em que suas sucessões minerais refletem a transição das soluções mineralizantes de condições ácidas para levemente alcalinas e aumento no potencial de oxirredução. Este ambiente foi estabelecido a partir da interação das soluções ácidas, derivadas da dissolução da calcopirita, com os minerais de ganga (calcita e apatita) e das rochas hospedeiras, granodioritos e, secundariamente, clorititos, que atuaram no tamponamento do sistema, favorecendo a formação de novos minerais carreadores do cobre. As fortes correlações do CuO com Ag, Te, Pb, Se, Bi, Au, In, Y, U e Sn na mineralização hipogênica refletem as inclusões de petzita, altaíta, galena, cassiterita e estannita na calcopirita. No gossan, Ag, Te, Pb, Se e Bi permaneceram associados e foram incorporados aos minerais de cobre neoformados. Por outro lado, Au, In, Y, U e Sn exibem maior afinidade com os oxi-hidróxidos de ferro, assim como, Zn, As, Be, Ga, Mo e Ni. Os valores de δ65Cu reforçam que o gossan investigado é imaturo e não foi intensamente afetado por processos de lixiviação. As principais fases minerais identificadas no saprólito são caulinita (dominante), associada com clorita, esmectita e vermiculita, além de quartzo e oxihidróxidos de ferro. No saprólito, os oxi-hidróxidos de ferro apresentam forte correlação com Ga, Sc, Sn, V, Mn, Co e Cr, em parte derivados do intemperismo das rochas parentais. Adicionalmente, dados de espectroscopia Mössbauer apontam importante papel da ferridrita e goethita como incorporadores de cobre no saprólito. Não há evidências da incorporação de sua pelos argilominerais. Os valores de δ56Fe indicam pouca contribuição da mineralização primária para viii os conteúdos de Fe do saprólito, que é mais influenciado pelo intemperismo da clorita. A associação Al2O3, Hf, Zr, Th, TiO2, Ce, La, Ba, Sr representa a assinatura geoquímica das rochas hospedeiras, que influenciam a composição química dos três tipos de mineralização. Por outro lado, os principais elementos rastreadores da mineralização hipogênica são a associação In, Y, Te, Pb, Bi, Se. O conhecimento detalhado do fracionamento mineral e geoquímico supergênico torna o depósito Alvo 118 um referencial para a investigação de gossans imaturos e saprólitos mineralizados em áreas denudadas da Província Mineral de Carajás ou em terrenos equivalentes.

Rochas carbonáticas pertencentes à Formação Guia, unidade calcária do Grupo Araras, são expostas na Bacia Araras-Alto Paraguai, região central da América do Sul. Correspondem a depósitos de plataforma carbonática de idade ediacarana (622-614 Ma) desenvolvida em um mar epicontinental. Estes depósitos recobrem discordantemente dolomitos de capa carbonática na porção SW do Cráton Amazônico e diamictitos da Formação Puga relacionados à glaciação do Marinoano de 635 Ma, que estão distribuídos sobre o substrato metamórfico da bacia. A Formação Guia, objeto de estudo desta dissertação é composta por calcários intercalados com finas camadas de folhelhos calcíticos. Os dados foram obtidos da análise de um perfil estratigráfico de 350m, realizado em uma das melhores exposições da Formação Guia, a frente de lavra da Mina COPACEL, na cidade de Nobres, estado do Mato Grosso. Foram identificadas 6 microfácies representativas de mar epicontinental, agrupadas em uma única associação de fácies, plataforma profunda, constituída por: Lime-mudstone betuminoso, maciço e rico em grãos terrígenos, folhelhos negros, brechas carbonáticas e brechas deformadas. Estas rochas foram intensamente afetadas por processos diagenéticos como: aggrading neomorphism, maturação da matéria orgânica, compactação física, cimentação de calcita espática, dolomitização, compactação química e migração de hidrocarbonetos. O neomorfismo do tipo agradacional (aggrading neomorphism) afeta a matriz destas rochas, passando de micrita (<4 µm) para microespática e pseudoespática, exibindo um mosaico hipidiotópico. O micrito rico em matéria orgânica é parcialmente dissolvido por fluidos gerados pela maturação desta, gerando poros vugulares posteriormente cimentados por calcita espática. Este cimento é caracterizado por cristais subedrais grossos e clivagem romboédrica em duas direções. Sob catodoluminescência, apresenta duas luminescências: laranja avermelhado, quando substitui a matriz, e rosa zonado, quando preenche poros vugulares. Os estilólitos formam superfícies serrilhadas de baixa amplitude impregnadas por material insolúvel, composto por argilas, quartzo e matéria orgânica. A dolomitização, afeta as rochas em três momentos: o primeiro ocorre com a substituição do cimento de calcita espática nas fraturas por dolomitas subedrais com mosaico hipidiotópico, além de inclusões de minerais opacos, o segundo momento é a substituição da matriz por dolomitas anédricas, e o terceiro momento é a formação de cristais de saddle dolomite que ocorrem associados com hidrocarbonetos preenchendo porosidade vugular. A análise pontual com MEV/EDS identificou grandes quantidade de Ca e baixas de Mg, Si, S, Ca, Mn, Fe, Ni, Zn, Sr, Cd, Ba e Pb, reforçando que, apesar de terem feições de alteração, os carbonatos foram pouco afetados por fluidos diagenéticos/dolomitizadores. Estas ix rochas compõem o Sistema Petrolífero Araras, apresentando valores de COT entre 0,04 e 0,50%, portanto com potencial gerador baixo a médio, o que o classifica como do tipo nãoconvencional. A associação dos dados petrográficos e geoquímicos sugerem que a migração do betume ocorreu em 610 Ma, durante soerguimento térmico da Bacia Intracratônica Araras, antes da deposição do Grupo Alto Paraguai, o que levou exposição do Grupo Araras e oxidação do hidrocarboneto, permitindo a identificação de querogênio tipo IV. De acordo com dados de pirólise Rock Eval, Índice de Hidrogênio e Índice de Oxigênio, estas rochas não possuem potencial para a geração de óleo ou gás, e são constituídos por matéria orgânica oxidada, com evolução térmica imatura.

Dados isotópicos inéditos de U-Pb-Hf em zircão das principais unidades mesoarqueanas da área de Ourilândia do Norte, localizada na porção centro-oeste da Província Carajás, foram combinados a uma revisão dos principais aspectos geológico-estruturais, petrográficos e geoquímicos destas rochas, o que permitiu uma redefinição da estratigrafia local, bem como um aprofundamento sobre as naturezas das fontes, com base em modelagem geoquímica. Além disto, foi apresentado um quadro moderno das correlações tectonoestratigráficas e dos
principais eventos que levaram à estabilização da província, bem como suas implicações para a origem da tectônica de placas. Os granitoides meosarqueanos de Ourilândia são compostos por batólitos de sanukitoide (SNK) e biotita granito (BG), com subordinado tonalitotrondhjemito- granodiorito (TTG). (1) Os TTG  representam o evento mais antigo da área (2,92 Ga) e são compostos por xenólitos tonalíticos (Suíte Mogno) e por um stock de trondhjemito porfirítico (Suíte Rio Verde). Os xenólitos são deformados e o trondhjemito apresenta pequenos enclaves máficos. O xenólito tonalítico forneceu εHf(2,92 Ga) = +2,0 a –0,2 e foi formado por 16% de fusão a partir de um metabasalto enriquecido, enquanto o trondhjemito apresentou valores de εHf mais amplos [εHf(2,92 Ga) = +2,3 a –3,5], sugerindo uma origem mais complexa envolvendo mistura entre melt tipo-TTG (70–80%) e um componente subcondrítico (20–30%), refletindo em seu maior tempo de residência crustal (Hf-TDM C = 3,2–3,5 Ga) em relação ao xenólito (Hf- TDM C = 3,2–3,3 Ga). (2) Os SNKs foram agrupados na Suíte Sanukitoide Ourilândia, que integra o Granodiorito Arraias (2,92 Ga) e o Complexo Tonalito-Granodiorito Ourilândia (2,88 Ga), que é composto por tonalitos e granodioritos, com subordinados quartzo monzodiorito, quartzo diorito e enclaves máficos. De modo geral, essas rochas mostram hornblenda, biotita e epidoto como principais fases máficas. O Granodiorito Arraias é a unidade SNK mais antiga da província e uma das mais antigas do mundo. Ele forneceu valores de εHf(2,92 Ga) variando de condrítico a subcondrítico (+1,9 a –4,4) e pode ser gerado por 29% de fusão do manto metassomatizado por 40% de melt tipo-TTG, em condições oxidantes, deixando um resíduo composto de ortopiroxênio, granada, clinopiroxênio e magnetita. Já o Complexo Ourilândia forneceu valores de εHf(2,88 Ga) = +3,4 a –2,0 e suas diferentes variedades de granitoides (incluindo o quartzo monzodiorito) foram formadas a partir de 18–33% de fusão do manto enriquecido por 20–40% de melt tipo-TTG, sob condições oxidantes, deixando um resíduo composto por ortopiroxênio, clinopiroxênio, granada, magnetita ±olivina. Os enclaves máficos e o quartzo diorito mostram histórias petrogenéticas distintas e foram admitidos como produto de fusão parcial do manto metassomatizado por fluidos em menores pressões, fora da zona de viii estabilidade da granada. (3) O monzogranito equigranular representa a unidade mais volumosa da área e foi correlacionado ao batólito Boa Sorte (Suíte Granítica Canaã dos Carajás). Seu magma parental pode ser formado por 18% de fusão a partir de um trondhjemito tipo-TTG
(análogo àqueles da região de Água Azul do Norte) sob condições relativamente oxidantes, deixando um resíduo composto por plagioclásio, quartzo, biotita, magnetita e ilmenita. Os dados U-Pb permitiram distinguir quatro populações de zircão (3,04 Ga, 2,97 Ga, 2,93 Ga e 2,88 Ga). A população mais jovem foi interpretada como a idade de cristalização magmática (contemporânea ao Complexo Ourilândia) e forneceu valores subcondríticos de εHf(2,88 Ga) = – 0,8 a –4,1 (o que confirma sua origem crustal). A população de 2,93 Ga foi interpretada como
cristais herdados da fonte tipo-TTG e forneceu εHf(2,93 Ga) condrítico = +2,8 a –0,7 (Hf-TDM C = 3,1–3,4 Ga), indicando um menor tempo de residência crustal em relação à população de 2,88 Ga (Hf-TDM
C = 3,3–3,5 Ga). Já as populações com idades de 3,04 Ga e 2,97 Ga foram interpretadas como xenocristais com εHf(3,04 Ga) = –1,7 a –2,2 (Hf-TDM C = 3,5 Ga) e εHf(2,97 Ga) = +1,4 a –5,7 (Hf-TDM C = 3,3–3,7 Ga), respectivamente. (4) O granodiorito porfirítico alto-Ti e o monzogranito heterogranular associado são intimamente relacionados ao Granito Boa Sorte e foram agrupados na Suíte Granodiorito-Granito Tucumã, que apresenta afinidade com os granitos Closepet (Cráton Dharwar, Índia) e Matok (Bloco Pietersburg, África do Sul). O granodiorito alto-Ti pode ser formado por fusão de 30% do manto enriquecido com 40% de melt tipo-TTG em condições oxidantes, deixando um resíduo composto por ortopiroxênio, olivina, plagioclásio, clinopiroxênio e magnetita, com a participação de um componente enriquecido em HFSE, como sedimentos, fluidos e/ou materiais da astenosfera. A petrogênese do monzogranito desta suíte envolveu mistura entre 40% de magmas derivados da crosta (Granito Boa Sorte) e 60% de magmas derivados do manto enriquecido (granodiorito alto-Ti). Um modelo tectônico de três estágios é admitido para explicar a origem e a assinatura isotópica dos granitoides estudados. Os valores de Hf-TDM C variam entre 3,7–3,1 Ga, indicando extração
de crosta a partir do manto no Paleoarqueano, que foi gerada em tectônica tipo domos-e-quilhas de longa duração (~600 Ma) e posteriormente reciclada de volta ao manto, permitindo seu enriquecimento por subducção de baixo ângulo no Mesoarqueano (2º estágio), onde os TTG (suítes Mogno e Rio Verde) e a primeira geração de SNK (Granodiorito Arraias) foram formados em 2,92 Ga. Então, uma colisão de curta duração (3º estágio) definida pelo pico de metamorfismo regional (2,89–2,84 Ga) e associada com espessamento crustal e slab breakoff permitiu a origem de grandes volumes de magmas derivados do manto e da crosta em ~2,88 Ga, com ascensão e colocação condicionada por zonas de cisalhamento. 

O estado do Pará apresenta os maiores depósitos de bauxita metalúrgica do Brasil, com destaque para as regiões Oeste (municípios de Oriximiná e Juruti, com duas minas em operação) e Nordeste do estado (municípios de Paragominas – uma mina em operação – e Rondon do Pará). A cobertura laterítica/bauxítica da província bauxitífera de Paragominas é produto do intemperismo extremo de rochas sedimentares siliciclásticas e compõe-se de minerais resultantes do mais alto grau de alteração ou seja, de caulinita (Al2Si2O5 (OH)4), gibbsita (Al(OH)3) , goethita (FeOOH), hematita (Fe2O3) e anatásio (TiO2), aos quais acrescentam-se traços de quartzo reliquiar, mica fortemente degradada e minerais pesados de maior resistência nas condições tropicais úmidas tais como rutilo (TiO2), turmalina e zircão (ZrSiO4). Além da extração de bauxita, merece destaque a sua transformação mineral, que acontece no distrito industrial de Barcarena, próximo a Belém, com a refinaria de Alumina da Hydro-Alunorte, e a produção de alumínio metálico pela Albrás. Devido a acontecimentos recentes relacionados à disposição de resíduos em bacias de decantação (DRS) utilizadas pela mineradora, instaurouse um clima de desconfiança por parte da opinião pública quanto à segurança das populações que habitam nas adjacências da empresa, especialmente no que tange a questão de saúde humana, pois a constituição dos resíduos da transformação mineral do minério não é completamente conhecida. O objetivo desta pesquisa é determinar a presença e estudar o comportamento geoquímico de elementos-traço como U, Th e ETR, além de outros metais pesados, como Hg, Cd e Pb, em bauxitas e coberturas lateríticas da mina Miltônia, em Paragominas, e resíduos (lamas vermelhas) de Barcarena, a relação com a mineralogia acessória desses materiais e estabelecimento de valores de referência ou de background para avaliação ambiental. O presente trabalho foi realizado com amostras provenientes de 1 perfil bauxítico(seção HIJ-231), situados na mina Miltônia 3, coletadas por meio de furos de sondagem e/ou de frente de lavra, também foram coletadas amostras de  processo do moinho SAG da usina I, separadas em diferentes frações granulométricas, fornecidas pela empresa Norsk Hydro. Os processos analíticos de DRX e FRX foram realizados no Laboratório de Caracterização Mineral da UFPA (LCM/UFPA), enquanto a etapa de MEV foi efetuada no Laboratório de Microanálises da mesma Unidade/Instituição. Os resultados das análises químicas e mineralógicas das amostras provenientes da mina Miltônia 3, tanto da bauxita in natura, como das suas frações granulométricas, após moagem autógena, demonstraram existir relação entre os altos valores de ZrO2 e TiO2 verificados e os minerais acessórios – zircão, rutilo e anatásio. 

Novas informações sobre a geologia, aliadas à obtenção de dados geoquímicos e isotópicos (U-Pb, Hf e Nd) da Suíte Vila Jussara, são apresentadas com objetivo de discutir um modelo petrogenético para os granitoides neoarqueanos da Província Carajás. Esta suíte surge como uma série de plútons com formas sigmoidais, coalescentes e alongados na direção E-W, os quais seguem a tendência regional. As áreas centrais dos plútons são levemente deformadas, enquanto que as porções marginais apresentam aspecto milonítico e são delimitadas por zonas de cisalhamento sinistral pertencentes ao sistema transcorrente da Cinturão de Cisalhamento Itacaiúnas. Esses granitoides apresentam um amplo espectro composicional, com quatro litotipos individualizados: (i) biotita-hornblenda monzogranito seriado, que é subdividido em tipos oxidados e reduzidos; (ii) biotita-hornblenda tonalito; (iii) biotita monzogranito; e (iv) granitoide porfirítico (hornblenda biotita monzogranito/granodiorito). Os dados geocronológicos U-Pb e Pb-Pb em zircão forneceram idade de cristalização de 2.74 Ga para a variedades graníticas e granitoides porfiríticos, e para a variedade biotita-hornblenda tonalito,
idade de 2.76 Ga. Os dados isotópicos de Nd e Hf, sugerem que os magmas da suíte Vila Jussara não são juvenis [εNd (-3,5 a 1,5) e εHf (-1,2 a 3,5)] e foram derivados de rochas de idade mesoarqueana (TDM > 3.0 Ga). O modelo petrogenético adotado para gerar os magmas primários desta suíte admite como rocha geradora os granulitos mesoarqueanos da área Ouro Verde do subdomínio Canaã dos Carajás. Relações de campo, dados geoquímicos e isotópicos sugerem que os granitoides que compõem a Suíte Vila Jussara não são formados a partir de um único magma parental, mas por múltiplas injeções de magmas gerando extensa hibridização. Seus magmas foram colocados ao longo de estruturas pré-existentes sob regime tectônico transtensional dominado por cisalhamento puro em um contexto sintectônico póscolisional.

A Bacia Araras-Alto Paraguai, no sul Cráton Amazônico, inclui depósitos do Criogeniano, Ediacarano e Cambriano relacionados aos eventos glaciais (ca. 635 Ma) e  pós-glaciais (635-600 Ma) Marinoanos e aos estágios iniciais de Gondwana Ocidental. Diamictitos glaciais da Formação Puga são diretamente recobertos pela capa carbonática Neoproterozoica da base do Grupo Araras, relacionada à rápida transição icehouse-greenhouse no contexto da teoria da Terra “Bola de Neve” (Snowball Earth). O Grupo Araras é recoberto discordantemente pelos depósitos siliciclásticos cambrianos da Formação Raizama, base do Grupo Alto Paraguai. A sucessão é balizada por idades máximas de deposição U-Pb em zircão detrítico de < 652 ± 5 Ma (embasamento - Grupo Cuiabá) e < 528±9 Ma (topo do Grupo Alto Paraguai). Idades Pb-Pb em carbonatos de 627±32 Ma e 622±33 Ma e excursões negativas de δ¹³C na capa carbonática são coerentes com essas estimativas de tempo. A correlação dos dados isotópicos da Bacia Araras-Alto Paraguai com curvas de δ¹³C e ⁸⁷Sr/⁸⁸Sr globais indica idade de ca. 614 Ma para o topo erodido do Grupo Araras. A presença de skolithos na base do Grupo Alto Paraguai confirma a idade cambriana (<530 Ma) conferindo um hiato entre esses grupos de ca. 80 x 10⁶ anos. Os dados disponíveis ainda são escassos e apenas permitem estimativas de tempo muito amplas que dificultam o sequenciamento dos eventos geológicos. Novos dados isotópicos de δ¹³C com a típica assinatura negativa de capa carbonática, com valores oscilando entre -7 e -4 ‰ complementaram aqueles disponíveis para a sucessão, ampliando as correlações estratigráficas na plataforma interna do Grupo Araras. A geocronologia de U-Pb via LA-ICP-MS em leques de calcita, interpretados como pseudomorfos de aragonita, forneceu a primeira idade diagenética de 624 ± 6 Ma da capa carbonática. Relações texturais e sinal isotópico mais pesado nos leques (δ¹³C = -6,80 a -5,85, δ¹⁸O = -7,0 a -5,80) em relação ao micrito (δ¹³C = -7,25 a -5,85, δ¹⁸O = -8,9 a -7,5), indicam dissolução-reprecipitação sob influência de fluidos oxidantes no ambiente diagenético. Tal mudança na composição dos fluidos diagenéticos pode estar relacionada à queda do nível do mar durante a deposição do trato de sistema de mar alto da sequência de capa carbonática. A idade diagenética demonstra que os processos deposicionais e diagenéticos da capa calcárea, incluindo a precipitação da micrita e pirita, inversão da aragonita para calcita, neomorfismo de soterramento, compactação química e dissolução-reprecipitação de calcita dentro dos leques levou ca. 11±6 x 10⁶ anos. Embora um similar espectro de idades dos zircões detríticos indique a mesma fonte cratônica para a sucessão estudada, há uma maior proporção geral de idades maiores que 1,25 Ga para o topo do Grupo Araras em relação a base do Grupo Alto Paraguai. Este resultado corrobora o hiato erosivo entre os grupos e indica um aumento relativo de fontes de SW-SE (<1,25 Ga, Faixa Sunsás) em detrimento de fontes a N-NW (>1,25 Ga, outros terrenos do cráton Amazônico) na transição do Ediacarano para o Cambriano. Por outro lado, no domínio cratônico, somente zircões com idades mais antigas que 1,38 Ga para a base do Grupo Alto Paraguai e paleocorrentes persistentemente para SE, sugere intensificação do influxo siliciclástico a partir de NNW. A integração de dados sedimentológicos, quimioestratigráficos, geocronológicos e tectônicos permitiram estabelecer cinco etapas para a o sucessão Ediacarana-Cambriana da Bacia Araras-Alto Paraguai: 1) Transgressão deglaciação e deposição da capa dolomítica (ca. 635-632 Ma); 2) Expansão termal do oceano e deposição da capa calcária e trato de sistemas de mar alto da sequência de capa carbonática (ca. 632-615 Ma); 3) Regressão com intensificação do influxo siliciclástico, transferência do espaço de acomodação para leste seguido de supressão da produtividade carbonática (ca. 615-600 Ma); 4)  exposição e erosão do cráton Amazônico meridional por dezenas de milhões de anos (ca. 600-530 Ma); 5) elevação do nível do mar com implantação da plataforma siliciclástica (ca. 530-520 Ma). A integração de dados e informações geológicas prévios e atuais permitiram uma melhor caracterização estratigráfica da sedimentação Araras-Alto Paraguai exposta no sul do Cráton Amazônico revelando uma parte importante da evolução geológica dos mares epicontinentais primordiais ligados a formação do Gondwana oeste.

O rio Aurá, localizado no nordeste da Amazônia brasileira, vem recebendo há muitos anos aportes de matéria orgânica (MO) antropogênica relacionada à efluentes domésticos de comunidades ribeirinhas e do Aterro Sanitário do Aurá. Neste trabalho, determinamos a ocorrência, as fontes e a distribuição de sete esteróis em sedimentos superficiais do rio Aurá para avaliar a contaminação orgânica neste corpo hídrico. A cromatografia gasosa-acoplada a espectrometria de massas (GC/MS) foi empregada para determinar os esteróis: coprostanol, colestanol, colesterol, estigmasterol, β-sitosterol e estigmastanol.. Os analitos de interesse identificados e as razões diagnósticas indicaram que os sedimentos do rio estudado apresentam compostos orgânicos provenientes de fontes tanto antropogênicas (esgotos domésticos e MO do aterro sanitário) quanto biogênicas autóctones (plantas superiores terrestres). A Análise de Componentes Principais (PCA) corrobora com esse resultado e possibilitou o agrupamento dos pontos de amostragem segundo essas fontes. A estação 1 (ponto mais próximo do aterro Aurá) apresentou o maior nível de contaminação observado e o coprostanol foi detectado em maior concentração 219,8 ng g-1 nesse local, o que indica contaminação fecal humana moderada. Este trabalho demonstrou que a poluição por esgoto doméstico e insumos de MO do aterro do Aurá podem ser ameaças potenciais ao ecossistema e à saúde humana da região estudada.

Pesquisas recentes desenvolvidas na região de Bonito-Ourém proporcionaram a descoberta de 4 alvos, denominados de Serrotinho, Serrote, Tracuá e Caeté, cuja avaliação da composição química preliminar indicou uma potencialidade econômica para fósforo, semelhante ao depósito fosfático de Bonito. Todavia, novas observações e estudos químicos envolvendo cálculos estequiométricos foram realizados e apontaram para possíveis variações mineralógicas em dois dos quatro alvos em relação a mineralogia predominantemente
crandallítica do depósito de Bonito. O presente estudo teve como principal objetivo investigar a geologia, mineralogia e geoquímica desses novos depósitos, visando identificar possíveis variações destes depósitos com os do depósito de Bonito e da região do Gurupi, além de investigar se estes depósitos se enquadrariam no modelo genético da grande maioria dos depósitos de fosfatos de alumínio da região Nordeste do Pará e Noroeste do Maranhão. A metodologia consistiu na visita técnica, descrição de testemunhos e coletas de amostras,
seguidos pelas atividades analíticas/laboratoriais, como microscopia óptica, difração de raios x e análises químicas em rocha total. Em geral, os alvos Serrotinho, Serrote, Tracuá e Caeté constituem pequenos morros isolados, com altitudes variando entre 50 a 90 m, sustentados por formações lateríticas maturas, completos e/ou truncados e com pelo menos um horizonte enriquecido em fosfatos de alumínio. Os perfis não ultrapassam a espessura de 9 m e estão frequentemente estruturados em quatros horizontes, constituídos da base para o topo por um horizonte saprolítico, um horizonte argiloso, um horizonte aluminoso fosfático e um horizonte
ferroaluminoso fosfático. A mineralogia e a distribuição dos minerais nos perfis sãohorizontes-dependentes e similares entre os perfis investigados. Em Serrotinho e Serrote os  fosfatos predominantes pertencem a série da crandallita-goyazita e da woodhouseítasvanbergita, além de wardita subordinada. Já em Tracuá há o predomínio da augelita e em Caeté predominam a augelita junto da variscita. Em Tracuá e Caeté, além dos fosfatos, há a
presença de gibbsita que compõe a mineralogia principal da crosta aluminosa fosfática dos perfis. A partir dos resultados, pode-se constatar que os depósitos de Serrotinho, Serrote, Tracuá e Caeté guardam muitas semelhanças entre si e com os depósitos e ocorrências de fosfatos lateríticos da região do Gurupi, em especial com Sapucaia e Boa Vista. Entende-se que Serrotinho e Serrote derivaram da mesma sequência sedimentar aluminossilicatada dos depósitos de Sapucaia, Boa Vista, enquanto Tracuá e Caeté podem ter sido desenvolvidas
sobre sequências metassedimentares enriquecidas em fosfatos, semelhante aos depósitos de Pirocaua e Cansa Perna na região do Cinturão Gurupi.

A Península de Bragança, localizada no litoral norte do Brasil-Pa, é parte da maior zona contínua de florestas de manguezal no mundo. A construção da rodovia PA-458 na década de 70, alterou as características hidrodinâmicas da península, provocando a degradação de uma porção considerável dos manguezais na região central da península. Nas últimas décadas as áreas degradadas têm sido recolonizadas por manguezais, principalmente pela espécie Avicennia germinans. Esse estudo pretende identificar mudanças dos manguezais degradados das planícies de maré de setores topograficamente mais elevados durante os últimos 35 anos, com base nas seguintes técnicas: a) mapeamento manual das áreas degradadas com imagens de satélite de resolução espacial moderada; b) classificação orientada a objetos das áreas degradadas e de manguezal, utilizando imagens de satélite de alta resolução espacial; c) fotogrametria de imagens de drone; d) modelos digitais de elevação; e e) validação topográfica com teodolito e “Antenna Catalyst”. Entre 1986 e 2019 houve uma redução da área degradada de 247,96 ha, conforme as quantificações dos dados de moderada resolução espacial. Os dados de alta resolução espacial mostraram também uma redução da área degradada de 211,65 ha entre os anos de 2003 e 2019. Existem flutuações na tendência de regeneração das florestas de manguezal na área degradada, as quais tem relação com grandes fenômenos climáticos como “El Niño” e “La Niña”, que vem acompanhados com épocas de estiagem e alta precipitação, respectivamente. Os valores de acurácia global e índice Kappa para os dados de alta resolução exibiram valores acima de 0,9. Os valores da acurácia do produtor, usuário e Kappa por classe evidenciaram dificuldades na separação de espécies de manguezal Avicennia germinans e Rhizophora mangle, devido à falta de resolução radiométrica das imagens analisadas. O modelo digital do terreno que representa a planície de maré, mostrou duas regiões topograficamente diferenciadas na área degradada, separadas pela rodovia PA-458, e influenciadas principalmente pelas características dos estuários Caeté e Taperaçú. Essa mesma diferença foi encontrada no modelo de altura da vegetação, onde as árvores, localizadas a SE da rodovia e sob influência do estuário do rio Caeté, alcançam até os 25 m, enquanto a NW da rodovia sob influência do Taperaçú, oscilaram entre 5 e 15 m. As taxas de regeneração estão controladas principalmente pelo aumento no nível médio do mar, o qual mobilizou a zona de intermaré para áreas topograficamente mais elevadas, favorecendo a lixiviação salina, essencial para o desenvolvimento de florestas de manguezal.

Palavras-chave: manguezal; sensoriamento remoto; modelo digital de elevação; aumento do nível do mar; Península de Bragança.

Um extenso sistema de recife carbonático foi descoberto na região da Foz do Rio Amazonas. Leitos de rodolitos foram observados através de um percurso de quase 1000 km em profundidade variando de 30m à 120m de profundidade, condições que são desfavoráveis para a construção de um sistema de recife, devido à complexidade na dinâmica ambiental dessa região, como as altas cargas de sedimentos advindas do rio que propiciam ambientes com biomas pouco diversos, e devido à alta energia do meio. Neste trabalho, foram analisadas 16 amostras de sedimento provenientes da plataforma continental Amazônica do estado do Pará, 7 coletadas no Setor Central (transecto GAR) e 9 no Setor Sul (transecto LAG), em duas expedições nos anos de 2017 e 2018. Foram analisados o padrão de distribuição dos foraminíferos bentônicos recentes ao longo da plataforma até o recife da Foz do Amazonas visando relacionar a abundância desses organismos com variáveis ambientais (profundidade, matéria orgânica, carbonato de cálcio e granulometria do sedimento); analisar a tafonomia das testas e correlacioná-las à fauna da região caribenha. As amostras de sedimentos foram lavadas, peneiradas, quarteadas, pesadas e triadas para análise em lupa. Em 14 amostras de sedimentos foram encontrados 2711 foraminíferos nas amostras LAG e 17158 nas amostras GAR. Foram identificadas 23 Famílias, 41 gêneros e 62 espécies, sendo 354 espécies deixadas em aberto, distribuídas entre as subordens Milioliina, Rotaliina, Textulariina, Lagenina e Spirilina. As espécies mais frequentes foram Amphistegina lessonii, Globocassidulina subglobosa, Quinqueloculina lamarckiana, Q. bicostata, Q. sulcata, Q. bosciana, Cibicides refulgens, Hanzawaia concentrica, Miliolinella subrotunda, Triloculina bermudezi, Sigmavirgulina tortuosa, Cassidulina laevigata, Siphonina reticulata, Eponides repandus, Bigenerina nodosaria, Neoeponides antillarum e Textularia conica. Em relação à tafonomia das testas, observou-se que nas amostras mais rasas do transecto LAG predominam carapaças marrons e mosqueadas reliquiares e no transecto GAR predominam carapaças de cor branca, o que sugere deposição constante. A partir da distribuição de padrões de espécies foram separadas quatro associações de foraminíferos, duas em cada transecto. Essas associações relacionam as espécies com a energia hidrodinâmica do ambiente, a composição e granulometria do sedimento. A fauna de foraminíferos bentônica aqui descrita é altamente diversa e muitas espécies têm distribuição cosmopolita. Mais de 90% das espécies comuns são vistas nas faunas modernas do Mar do Caribe.

No limite dos estados do Pará e Mato Grosso, contexto do Cráton Amazônico, município de Santana do Araguaia (PA), ocorre um vulcano-plutonismo denominado Complexo máfico-carbonatítico Santana. Esse conjunto hospeda o depósito de fosfato Serra da Capivara. É formado por um membro inferior máfico-ultramáfico com litofácies plutono- vulcânica com piroxenito, ijolito, apatitito e basalto alcalino. Litofácies autoclástica contém depósitos mal selecionados de brecha polimítica maciça, lapilli-tufo, tufo de cristais e tufo de cinzas. Rocha epiclásticas vulcanogênicas cobrem essas litofácies. O membro superior carbonatítico contém litofácies plutônica com calcita-carbonatito grosso (sövito). Esse litotipo é seccionado por veios de carbonatito com alterações carbonática e apatítica pervasivas. Ocorre associado a teste membro subordinado apatitito grosso que representa o protominério do depósito. Litofácies vulcânica efusiva revela calcita-carbonatito fino (alviquito) com texturas variando de porfirítica, equigranular a afanítica. Completa este membro uma litofácies mal selecionada de tufo de cristais, lapilli-tufo e brecha polimítica maciça. Stocks e diques sieníticos invadem o conjunto. O complexo é interpretado como uma caldeira vulcânica na qual ocorrem amplas zonas de alterações hidrotermais representadas por rochas carbonatíticas de colorações avermelhada, vermelho amarronzado e amarelado, com paragênese barita + fluorapatita + calcita + dolomita ± quartzo ± rutilo ± calcopirita ± pirita ± monazita ± magnetita ± hematita. A aplicação de espectroscopia por infravermelho de ondas curtas (SWIR) revelou as características químicas e sua importância na cristalinidade de grande parte desses minerais hidrotermais, tais como radicais (OH- e CO3), molécula de H2O e ligações cátion-OH como Al-OH, Mg-OH e Fe-OH. As principais fases minerais identificadas foram dolomita, calcita, serpentina, clorita, muscovita com baixo, médio e alto alumínio, montmorillonita (Ca e Na), illita, nontronita (Na0.3Fe2((Si,Al)4O10)(OH)2·nH2O) e epídoto. Os dados mostraram um controle por temperatura, composição do fluido e relação fluído/rocha durante a evolução do Complexo máfico-carbonatítico Santana. Essa técnica exploratória de baixo custo, que pode ser aplicada em amostras de mão ou furos de sondagem em larga escala, é promissora na caracterização de centros vulcano-plutônicos em regiões submetidas a condições de intemperismo severo, além de auxiliar a elaboração de modelos para a prospecção de depósitos minerais de Elementos Terras Raras (ex. Nd, La) associados a complexos alcalino-carbonatíticos. Esta ferramenta pode ainda ser combinada com algoritmos de inteligência artificial para resultados mais robustos e rápidos.

As rochas carbonato-siliciclásticas do início e meio da Formação Pirabas do Mioceno na margem equatorial do Brasil apresentam ecofácies salobras de paleoambientes de manguezais e lagoas costeiras sob influência das marés. A seção estudada possui lamito escuro no topo, caracterizado por uma zona de metanogênese microbiana onde troncos piritizados, folhas, micro e macrofósseis, e vestígios de fósseis, foram investigados. A caracterização petrográfica e as análises cristalográficas distinguem principalmente o cristal de framboids para fragmentos de tronco aos cristais octaédricos e cúbicos de conchas de invertebrados. As análises geoquímicas revelaram que o Fe e o S estão concentrados tanto no conteúdo fossilífero dos constituintes dos invertebrados quanto na matriz que hospeda o tronco, enquanto os demais elementos estão principalmente ligados aos invertebrados. A distribuição preferencial desses elementos está de acordo com a presença de compostos FeS2 em substituição aos fósseis, refletindo as condições anóxicas e redutoras do meio ambiente. A seção litoestratigráfica rica em pirita foi depositada em um ambiente de águas rasas, onde a mineralização da pirita foi desenvolvida durante o estágio diagenético inicial sob condições anóxicas, abundância de matéria orgânica, água morna e mixohalina. A integração de dados faciológicos, estratigráficos e químicos dos depósitos carbonáticos da Formação Pirabas, além de reconstruir o comportamento estratigráfico destas unidades no período estudado, ainda auxiliariam no entendimento das mudanças paleoambientais e paleogeográficas da Plataforma Bragantina e a sua possível relação com os eventos globais.

O Gênero Cyprideis pertencente à Família Cytherideidae é reconhecido pela sua plasticidade ecofenotípica, influenciada por diversos parâmetros físico-químicos (e.g. salinidade, temperatura, hidroquímica, teor de oxigênio dissolvido e nível de energia) que influenciam consideravelmente em suas características morfológicas. Além disto, as várias radiações adaptativas do gênero são registradas principalmente em sistemas lacustres antigos, por exemplo, no lago Tanganyika, lago Pannon, PaleoMediterraneo, Caribe e ―lago Pebas" na Amazônia Ocidental. Pesquisas a respeito da ostracofauna do Neógeno da Amazônia Ocidental foram focadas principalmente em estudos taxonômicos que contribuíram para o reconhecimento de uma grande variedade de táxons, mas pricipalmente do Gênero Cyprideis. Entretanto a elevada variabilidade intraespecífica do gênero dificulta o reconhecimento e individualização de algumas espécies, uma vez que as caraterísticas morfológicas entre algumas espécies do gênero são muito similares, o que dificulta o reconhecimento do número real de espécies fósseis que ocorrem na Amazônia Ocidental. Deste modo, o presente trabalho visa o estudo taxonômico do Gênero Cyprideis da Formação Pebas, região de Iquitos (Peru), inserida entre a borda oeste da bacia de Marañon e o arco de Iquitos. As amostras analisadas são provenientes de nove afloramentos localizados as margens do rio Amazonas e rio Napo, o que proporcionou no reconhecimento taxonômico de oito gêneros (Cyprideis, Cypria, Penthesilenula, Heterocypris, Macrocypris, Pelocypris, Perissocytheridea e Skopaeocythere) e 22 espécies de ostracodes. Dentre os gêneros identificados Cyprideis corresponde a 92,5% da ostracofauna, com 15 espécies identificadas, sendo três espécies novas. Dentre estas têm-se o primeiro registro de Cyprideis anterospinosa, Cyprideis marginuspinosa, Cyprideis retrobispinosa e Cyprideis krsticae para a Formação Pebas, antes registradas somente na Formação Solimões. Adcionalmente as associações identificadas permitiu inferir um ambiente predominantemente lacustre, cujas taxas de salinidade, provavelmente, foram influenciadas pelas variações sazonais, sem evidências de influência marinha; além de inferir o intervalo de idade entre o Mesomioceno e Neomioceno.

A região amazônica é a última fronteira agrícola do Brasil e os aumentos da demanda por alimentos e fontes energéticas renováveis têm intensificado a pressão de uso do solo. O estado do Pará é um dos maiores produtores mundiais de dendê e pimenta do reino, sendo a mesorregião do Nordeste Paraense responsável pela produção anual de 1.634.476 toneladas de dendê, 39.577 toneladas de pimenta do reino e 286.768 toneladas de laranja, o que representa 97, 50 e 2% da produção nacional. Os solos da Amazônia, para expressarem o alto potencial agrícola, demandam altas taxas de aplicação de fertilizantes. Contudo, as matérias primas utilizadas na produção de insumos agrícolas também são fontes de contaminação do solo. Assim, estudos que facilitem o entendimento da dinâmica de elementos terras raras (ETRs) e outros metais/metaloides nos solos da região são relevantes. E, partindo da premissa que a ação antrópica, principalmente através das atividades agrícolas, tem provocado incrementos significativos nos teores destes elementos em solos, objetivou-se avaliar (i) as concentrações de ETRs e outros metais em agroecossistemas amazônicos de citricultura, dendeicultura e pipericultura, com 26, 10 e 5 anos de implantação, respectivamente; (ii) determinar os índices de contaminação como, o fator de enriquecimento e de bioacumulação e; (iii) estabelecer/discutir relações com as propriedades dos solos. Os resultados mostraram: (i) ETRs são extremamente correlacionados ao pH do solo; (ii) o európio (Eu) apresentou o maior fator de bioacumulação dentre os ETRs; (iii) as concentrações de atividade de 238U e 232Th no solo cultivado com pimenta do reino foram superiores à média mundial de 238U (35 Bq kg-1) e 232Th (30 Bq kg-1) conforme estabelecido pelo Comitê Científico das Nações Unidas sobre os Efeitos da Radiação Atômica (UNSCEAR); (iv) fatores de enriquecimento (FE) moderados de Ba, Pb e Zn (2 > FE < 5) e significativos para As e Cu (5 > FE < 20); (v) as seguintes ordens de bioacumulação: dendê - Cu > Zn > Hg > Ni > Ba > Co > As > Cr > Cd ≈ Pb; pimenta do reino - Zn > Hg > Cu > Ba > Ni > Co > Pb >> As > Cr > Cd; laranja - Hg > Ni > Ba > Zn > Co> Cu > As > Pb >> Cr > Cd. Nesse contexto, este é o primeiro estudo avaliando a absorção de ETRs por culturas amazônicas de grande importância para os mercados globais. Uma relevante contribuição para prever o acúmulo de contaminantes em solos resultante de atividades antrópicas, principalmente, em regiões de importância agrícola e de vulnerabilidade ambiental como o bioma Amazônia.

A Amazônia detém as maiores reservas de bauxitas do Brasil, localizadas em Trombetas, Juruti, Paragominas e Rondon do Pará. A região de Carajás, com grandes depósitos lateríticos, em especial de ferro, também se desponta com potencialidade para depósitos de bauxita, com destaque para os da Serra Norte. Nas Serras Sul foram identificadas ocorrências de menor porte, as quais foram investigadas neste trabalho. Após levantamento cartográfico, foram realizadas atividades de campo em uma estrada vicinal nas proximidades da Serra Sul, onde em quatro perfis de alteração, foram descritas, fotografadas e coletadas 23 amostras para análise mineralógica (difratometria de raios – X), textural (Microscopia óptica e eletrônica de varredura) e química (Espectrometria de massa e de emissão óptica, com plasma indutivamente acoplado). O perfil laterito bauxítico compreende da base para o topo de: 1) Horizonte Caulínico (HC); 2) Horizonte Argiloso Mosqueado (HAM); 3) Horizonte Bauxita Nodular (HBN); 4) Horizonte Bauxita Argilosa (HBA) e 5) Horizonte Ferruginoso (HF); e finalmente ao topo 6) Horizonte ferruginoso desmantelado (HFD. A composição química é dominada essencialmente por Al2O3, Fe2O3, SiO2 e TiO2, que constituem os principais minerais, caulinita, gibbsita, hematita, goethita e anatásio. Os elementos traços V, Cr, Cu, Ga, As, Zr, Cd, Hf, Bi e Th, cujas concentrações são em geral superiores às da Crosta Superior da Terra, encontram-se mais concentrados nos horizontes ferruginosos, relacionados aos oxi- hidróxidos de Fe (hematita e goethita) e ainda ao zircão. Por outro lado, os elementos Co, Zn, Se, Rb, Sr, (Nb), Ag, (Sn), Cs, Ba e Pb estão em níveis inferiores ao da Crosta Continental Superior da Terra, e suas concentrações são mais baixas nos horizontes ferruginosos, sugerindo afinidade com minerais de argila. Os ETR em níveis inferiores a UCC, se enriquecem em ETRP e apresentam fortes anomalia positiva e negativa de C e positiva de Eu, e sugerem distribuição em zircão, oxi-hidróxidos de Fe e outras fases minerais. Os cálculos de balanço de massa demonstram claramente uma evolução laterítica completa, apenas parcialmente modificada em sua porção superior. A zona bauxítica, no entanto, não apresenta localmente potencial para minério, devido o baixo teor de alumina aproveitável e elevado em sílica reativa. Porém a sua ocorrência abre oportunidade para novas pesquisas tendo em vista o potencial geológico e paleoambiental da Província Mineral de Carajás.

Rochas carbonáticas e siliciclásticas do período Neocarbonífero são amplamente registradas nas porções oeste e centro-oeste na região de Uruará, Estado do Pará, borda sul da Bacia do Amazonas. Estes depósitos são representados pela Formação Itaituba, da qual foi descrito um testemunho de sondagem de 35m e identificadas cinco microfácies carbonáticas (calcimudstone, dolomudstone, wackestone bioclástico, packstone bioclástico e grainstone bioclástico rico em terrígenos) e oito fácies siliciclásticas (argilito maciço, folhelho negro, siltito com laminação cruzada truncada, siltito com laminação cruzada de baixo ângulo, siltito com laminação plano paralela, arenito com estratificação cruzada truncada, arenito com estratificação plano-paralela e arenito maciço). A partir das análises petrográfica, de catodoluminescência, difração de raios-X, microscopia eletrônica de varredura e espectroscopia de energia dispersiva, foi possível identificar os principais processos diagenéticos e hidrotermais que afetaram estas rochas. Nas rochas carbonáticas foi observado micritização, dissolução, calcitização, compactação mecânica e química e cimentação. Nos arenitos ocorre sobrecrescimento de quartzo, cimentação carbonática e compactação química. Durante o Triássico-Jurássico ocorreu grande evento de vulcanismo na porção central do supercontinente Gondwana Oeste, conhecido como Central Atlantic Magmatic Province (CAMP), com colocação de diques e soleiras de basalto, representada na Bacia do Amazonas pelo Magmatismo Penatecaua. Houve a percolação de fluidos hidrotermais, originados na fase tardia deste magmatismo, que promoveu várias mudanças na mineralogia e texturas destas rochas, entre eles fraturamento hidráulico, formação de porosidade vugular, precipitação de assembleias minerais típicas de hidrotermalismo como - dolomita em sela, calcita, apatita, pirita, calcopirita, galena, esfalerita, óxidos de ferro e titânio, cloritas, talco, granada, saponita e corrensita – nas vênulas e a silicificação da matriz e grãos carbonáticos. Análises de geoquímica orgânica nas amostras de carbonato e folhelho obtiveram valores de carbono orgânico total muito baixos, com maturidade baixa, gerando querogênio tipo IV, sendo originada provavelmente a partir de matéria orgânica oxidada. Assim, o presente trabalho pretende ampliar o estudo das rochas que ocorrem em subsuperfície na região de Uruará, possibilitando a compreensão dos processos deposicionais e diagenéticos na sua formação e sua alteração devido aos processos hidrotermais.

Cordões litorâneos são feições morfológicas recorrentes em regiões costeiras de caráter progradacional. Essas feições são comuns ao longo da planície deltaica do rio Doce (Espírito Santo), porém, não há estudos sobre a gênese e dinâmica evolutiva dos cordões. Uma vez que os estudos enfatizam a discussão do sistema deltaico do rio Doce e, portanto, os cordões são descritos de forma genérica por meio de imagens de satélite e dados sedimentológicos e cronológicos pontuais, os quais não permitem uma investigação lateral contínua da subsuperfície. A aplicação do GPR (Ground Penetrating Radar) em zonas costeiras a fim de investigar a sedimentação Quaternária tem sido amplamente explorada, haja vista a resolução vertical subcentimétrica deste método geofísico eletromagnético. Portanto, no contexto dessa lacuna de conhecimento é que a presente pesquisa está inserida. Neste estudo, a arquitetura estratigráfica do complexo de cordões litorâneos da planície deltaica do rio Doce foi investigada a partir da análise e interpretação de seções GPR, correlacionadas a dados geocronológicos e sedimentológicos inéditos adquiridos no contexto do projeto temático 2011/00995-7 financiado pela Fapesp e disponíveis na literatura. A partir disso, foram detalhados fatores e processos sedimentares relacionados à origem e dinâmica evolutiva do complexo de cordões de acordo com variações do nível relativo do mar (NRM) e mudanças climáticas.

O Granito Manda Saia está localizado a sudeste da cidade de Xinguara e é representado por dois stocks semicirculares separados pelo embasamento mesoarqueano do Domínio Rio Maria. Esses corpos seccionam na porção norte, os granitoides mesoarqueanos do tipo TTG e o Granodiorito Rio Maria, e nas suas porções sul, leste e oeste os metabasaltos da sequência greenstone belt do Grupo Babaçu. É formado por rochas de aspecto isotrópico, de coloração rosa acinzentada e de monótona variação textural. São rochas hololeucocráticas de textura heterogranular média a grossa, e por vezes porfiríticas. Seus conteúdos médios de quartzo e das razões plagioclásio/microclina permitem que estas rochas sejam classificadas como monzo- e sienogranitos. A biotita é o principal mineral ferromagnesiano e o anfibólio é raro e intersticial. Os minerais secundários são argilominerais, sericita, muscovita, fluorita e clorita. O Granito Manda Saia é formado por rochas peraluminosas as quais apresentam um intervalo restrito e elevado de SiO2 (74,80 e 77,70 %), altas razões Fe/(Fe+Mg) e enriquecimento de ETR leves e pesados com anomalia negativa de Eu moderada. O plúton pode ser classificado como um granito tipo-A ferroso com certas afinidades com os tipos reduzidos e aqueles mais evoluídos dos granitos oxidados da Província Carajás. A ocorrência de anfibólio intersticial aproxima o Granito Manda Saia dos corpos da Suíte Velho Guilherme, e por outro lado, a ocorrência frequente de magnetita aliado aos aspectos composicionais de suas rochas, também mostra que o Granito Manda Saia (GMS) é a fim das fácies leucograníticas dos granitos oxidados da Suíte Jamon. A colocação do Granito Manda Saia está ligada a uma tectônica extensional e o transporte de magma que resultou na colocação dos plútons em níveis crustais rasos (~1,0 ± 0,5 kbar) é dada através de um sistema de alimentação por diques.

A área de Ourilândia do Norte está situada na porção centro-oeste da Província Carajás, no limite entre os domínios Rio Maria (DRM) e Carajás (DC), onde afloram três principais grupos de granitoides mesoarqueanos (2,92-2,88 Ga), assim distinguidos: (i) leucogranitos e granodiorito alto-Ti associado – compreendem monzogranitos equi- a heterogranular e granodiorito porfirítico enriquecido em titanita. Ambos apresentam biotita como principal fase máfica, ausência de anfibólio, além de xenólitos do embasamento TTG; (ii) sanukitoides – constituídos por granodioritos (equigranular, heterogranular e porfirítico), com tonalito, quartzo monzodiorito e quartzo diorito subordinados. Caracterizam-se pela presença de hornblenda como mineral varietal e inúmeros enclaves máficos; e (iii) trondhjemito - representado como um granitoide porfirítico com finos enclaves máficos. A partir do estudo de suscetibilidade magnética (SM) estes granitoides foram divididos em três populações magnéticas: (i) baixos valores de SM (A; SM varia de 0,05x10^-3 a 0,57x10^-3 SI) – caracteriza-se pela escassez de fases opacas, onde há predominância de sanukitoides e trondhjemitos; (ii) valores intermediários de SM (B; SM entre 0,59x10^-3 a 2,35x10^-3 SI) – o conteúdo modal de ilmenita prevalece sobre o de magnetita, e há variáveis proporções de sanukitoides e leucogranitos; e (iii) altos valores de SM (C; SM 2,35x10^-3 a 17,0x10^-3 SI) – é constituída essencialmente por magnetita, e a ilmenita ocorre subordinada como os tipos texturais em treliça e composta; e os leucogranitos e granodiorito alto-Ti predominam sob os sanukitoides. Os anfibólios foram classificados como magnesio-hornblenda, razão Mg/(Mg+Fe⁺²) ≥ 0,70, com subordinada ocorrência de ferropargasita e actinolita-hornblenda. No trondhjemito, o anfibólio ocorre como mineral acessório, e é classificado como magnesio-hornblenda e tschermakita. A biotita apresenta razão Fe⁺²/(Mg + Fe⁺²) < 0,6 nos leucogranitos e granodiorito alto-Ti, e ≤ 0,4 nos sanukitoides e trondhjemito. O plagioclásio foi classificado como oligoclásio, com menor ocorrência de albita, sem significante variação composicional entre fenocristais e matriz; comumente é encontrado com alteração para sericita. Epídoto e titanita ocorrem sob a forma de quatro tipos texturais, porém foram analisados dois principais tipos texturais, o primeiro associado aos minerais ferromagnesianos e atribuído a origem magmática e o segundo ocorre nos planos de clivagem de biotita, de origem tardi-magmática. Em termos do conteúdo de pistacita no epídoto {Ps = [Fe⁺³/(Fe⁺³ + Al)]*100}, valores entre Ps 25 a 36 %, 26 a 36 %, e 22 a 30 %, foram estimados para os leucogranitos, sanukitoides e trondhjemito, respectivamente, além de TiO₂ ≤ 0,137 %. Tais valores indicam origem magmática. Estimativas de temperatura baseadas na saturação de zircão (T_Zr) e apatita (T_Ap) em rocha total variam de T_Zr 841-990 °C e T_Ap 884-979 °C (leucogranitos e granodiorito alto-Ti), T_Zr 826-972 °C e T_Ap 864-886 °C (sanukitoides) e T_Zr 853-977 °C e T_Ap 909 °C (trondhjemito), interpretadas como próximo ao liquidus. Geotermômetros e barômetros baseados no conteúdo de alumínio no anfibólio indicam temperaturas entre 738-811 °C (sanukitoides) e 779-892 °C (trondhjemitos), com pressão entre 100 a 280 MPa, representando condições de crosta superior. Entretanto, os valores abaixo de 800 °C denotam que recristalização dinâmica pode ter ocorrido a temperaturas próximas a do solidus, conforme a natureza sintectônica destas rochas. Admite-se que as temperaturas e pressões mais baixas estimadas correspondam a condições de abertura do sistema magmático relacionado à deformação. Apesar dos leucogranitos e granodiorito alto-Ti apresentarem relativo enriquecimento de #Fe (rocha total), os mesmos são rochas de afinidade cálcico-alcalina, superpondo-se aos granitos Cordilheiranos com SiO₂ > 70 %, de baixo HFSE (high field strength elements), magnetita primária, e elevada SM. Isto é indicativo de que as mesmas foram formadas em condições oxidantes (provavelmente no domínio do tampão ∆_NNO+2,8). Os sanukitoides apresentam FeOt/(FeOt + MgO) em rocha total, anfibólio e biotita inferior a 0,7, e moderada a baixa SM, com formação atribuída a condições menos oxidantes (no domínio do tampão ∆_NNO+1,0). Admite-se que estas rochas se formaram em tais condições, porém para as variedades de sanukitoides equigranulares e o trondhjemito estimam-se condições próximo a do tampão Δ_FMQ+0,5). A baixa SM e baixo conteúdo de magnetita reportada para os sanukitoides equigranulares e trondhjemito também pode ser atribuída à formação precoce do epídoto e processos tardi-magmáticos responsável pela desestabilização de magnetita. Conclui-se que o magma precursor dos sanukitoides era hidratado (H₂O > 4-7 %), enquanto H₂O < 4-7 % foi admitido para os magmas formadores dos leucogranitos e granodiorito alto-Ti; e trondhjemito, como indicado pela ausência ou escassez de anfibólio e minerais hidratados na paragênese. Tais resultados são comparados aqueles estimados para rochas cálcico-alcalinas da Suíte Rio Maria na Província Carajás e membros oxidados de outros terrenos Arqueanos a Paleoproterozoicos do Cinturão Báltico, orógeno Sarmatiano (Europa Ocidental), granitos tipo-Closepet e granodioritos alto-Mg do plúton Matok (Cinturão Limpopo – África do Sul).

Os manguezais são ambientes costeiros que se estendem ao longo da faixa tropical e subtropical do globo. Seu monitoramento é dificultado por sua ampla distribuição ao longo do litoral brasileiro. Com o advento de novas tecnologias computacionais apoiadas no sensoriamento remoto (Google Earth Engine – GEE), esta problemática foi parcialmente resolvida. Porém, algumas limitações ainda perduram, por exemplo, a utilização de biblioteca de imagens somente de sensores ópticos, dificultando o mapeamento de florestas de mangue em áreas frequentemente cobertas por nuvens. Este trabalho tem o objetivo de avaliar a classificação e as mudanças nas áreas de mangues das regiões de meso e micromaré da zona costeira do Brasil nas últimas duas décadas através de dados multisensores (dados ópticos e de micro-ondas) a partir da utilização da análise de imagens baseada em objetos geográficos (GEOBIA). Foram utilizadas cenas multitemporais da série Landsat, Alos PalSar, JERS SAR e Modelo Digital de Elevação da missão SRTM. O conjunto de imagens foi processada segundo a abordagem de GEOBIA, que determina a redução de uma imagem em regiões homogêneas (objetos) através do agrupamento de conjuntos de pixels com características similares. Como resultados observou-se que em 1996 e 2016 a área em estudo continha 2625,38 km² e 2898,26 km² de áreas de manguezais, respectivamente. Isso demonstra um aumento líquido de 273 km² de áreas de mangues. A partir da análise da detecção de mudanças constatou-se que houve um acréscimo total de 684,55 km², uma perda total de 411,7 km² e permaneceu inalterada uma área de 2213,70 km² de manguezal. A validação da classificação ocorreu através de análises estatísticas de duas matrizes de confusão (1996 e 2016). A matriz de confusão para o ano de 1996 apresentou índices de exatidão global = 0,92; índice Kappa = 0,84; e índice Tau = 0,84. Para o ano de 2016 apresentaram índices de exatidão Global = 0,93; índice Kappa = 0,85; e índice Tau = 0,85. Já a matriz de confusão para a detecção de mudanças mostrou exatidão global de 78,43%, com desacordo por quantidade de 11,86% e desacordo de alocação de 9,71%. As quantificações de perda de manguezal são de 414 ± 43 km², os ganhos são de 590 ± 48 km² e 2305 ± 60,3 km² permaneceram inalteradas. Esses resultados demonstram a eficácia da utilização da classificação orientada a objetos para o mapeamento e análise da dinâmica dos manguezais em escala regional. Os produtos obtidos nesta pesquisa podem servir de base para trabalhos futuros acerca da dinâmica dos manguezais, contribuindo assim para o melhoramento da gestão e preservação desse importante ecossistema.

Na indústria de bentonita, o procedimento mais usual no controle de qualidade do minério e do processo de ativação sódica é o método de inchamento. Porém, esta ferramenta restringe-se apenas à diferenciação do tipo sódica e não-sódica, não contemplando as demais variedades catiônicas. A análise de composição dos cátions trocáveis requer procedimentos laboriosos, com trocas catiônicas diárias (entre 3 a 6 dias) e análises químicas Via Úmida, o que seria inviável para este tipo de indústria. Apesar disso, o conhecimento do tipo catiônico é de suma importância, pois ajudaria na implementação de uma rota tecnológica de melhor qualidade e rendimento da ativação sódica. Nesse contexto, este trabalho buscou estabelecer parâmetros de diferenciação catiônica de bentonitas com base na espectroscopia de infravermelho próximo e médio para a investigação da hidratação dos cátions trocáveis. Empregaram-se também distribuição de tamanho de partícula (DTP) e isotermas de adsorção-dessorção N2. Foram estudadas onze esmectitas, incluindo uma Mg-montmorillonita e duas do repositório da Clay Minerals Society: SWy-2 (Na-montmorilonita) e SAz-1 (Ca-montmorilonita). A fração argila obtida pela separação granulométrica foi caracterizada por FRX, DRX, CTC e PCZ. Tratamento térmico prévio por secagem a 105 ºC por 24 h e desidratação a 400 ºC por 2h.   Os cátions trocáveis e a hidratação influenciaram as bandas de absorção das moléculas de água na região espectral de infravermelho próximo e médio mostrando que estas são fortemente influenciadas pelo tamanho e carga dos íons (monovalentes e divalentes). Foi observada a diferenciação catiônica pela intensidade destas bandas. Absorções próximas a 3620 cm-1 foram atribuídas à água ligada diretamente aos cátions, no entanto, a diferenciação só foi possível nas amostras secas a 105 ºC, pois nesta temperatura ainda permanecem hidratados. A redução na intensidade desta banda deve-se a diminuição do teor de água, devido a desidratação da intercamada após aquecimento a 400 ºC, o que não favorece a diferenciação. As absorções próximas de 3430 cm-1 foram atribuídas as moléculas de água adsorvida, assim como a banda complexa em 7072 cm-1, obtendo-se um espectro, em ordem descrescente, Ca, Mg e Na. A espectroscopia DRIFT na região próximo foi considerada uma técnica simples, rápida e de baixo custo de análise que permitiu distinguir diferentes tipos de bentonitas.

O Cráton Amazônico representa uma grande placa continental, composta por várias províncias crustais de idades arqueana a mesoproterozoica, com limites entre as províncias delimitados com base em dados geológicos e, principalmente, geocronológicos. Apesar desses limites estarem mais ou menos bem estabelecidos, dúvidas de como poderia ter acontecido são levantadas, como por exemplo, o contato entre o Domínio Carajás (Província Amazônia Central) e o Domínio Bacajá (Província Maroni-Itacaiúnas), que ocorre no sudeste do cráton. A região de estudo encontra-se nessa fronteira e é marcada pela ocorrência de diversos litotipos, dentre eles anfibolitos, granulitos, granitos, gnaisses e charnockitos. As análises de química mineral no anfibólio dos anfibolitos mostraram composição magnésio-hornblenda e ferropargasita, com temperatura de metamorfismo da fácies anfibolito médio a alto entre 676 a 730º C, e pressão 3,7 a 8,8 kbar. Os anfibólios dos charnockitos foram classificados como magnésio-hornblenda e magnésio-hastingsita, a biotita como annita, plagioclásio com composição andesina e os piroxênios como augita e ferrosilita. A temperatura magmática para os charnockitos varia entre 853 a 910º C, com pressão de 3,3 a 6,6 kbar. O ambiente de geração poderia ser de arco magmático, já que apresentou uma composição metaluminosa e magnesiana. A biotita do granulito foi classificada como flogopita, o plagioclásio possui composição andesina e os piroxênios classificados como augita e ferrosilita. Sua temperatura de 650º C indica uma fácies de granulito baixo, marcando a temperatura mínima imposta à rocha. O metagranito relacionado com o Granito Igarapé Gelado apresentou uma idade de 2854 ± 11 Ma, enfraquecendo a ideia de relação entre ambos. Foram encontradas duas idades de cristalização para os protólitos dos ortognaisses monzograníticos, uma de 2848 ±8 Ma e outra de 2882 ± 25 Ma; e duas idades que marcam um evento metamórfico, 2763 ± 16 Ma e 2748 ± 47 Ma, relativamente próximas entre si. Para as idades-modelo foi determinado um intervalo entre 3,12 e 3,48 Ga, com εHf(t) de -3,68 e 2,12. O outro conjunto de idades-modelo varia de 3,00 a 3,16 Ga, com εHf(t) de 1,99 a 4,45. Três eventos distintos foram descritos para a área de estudo: (1) um evento magmático durante o mesoarqueano, em torno de 2,8 Ga, com possível contribuição de ambiente de arco magmático, gerando o metamonzogranito e os protólitos dos ortognaisses monzograníticos; (2) posteriormente um evento de caráter metamórfico dinâmico, registrado nos litotipos do Domínio Carajás; (3) a união entre o Domínio Bacajá e o Domínio Carajás, final do Ciclo Transamazônico.

A borda norte-nordeste do Cráton Amazônico é definida como uma extensa faixa paleoproterozoica cuja evolução (2,2 – 1,95 Ga) está relacionada principalmente ao Ciclo Transamazônico.  No  segmento  meridional  dessa  faixa,  no  Escudo  Brasil  Central,  está localizado o Domínio Bacajá, constituído por porções formadas no Arqueano e orógenos do Riaciano. Esse domínio é composto por granitoides e charnockitoides intrusivos, ortognaisses, granulitos, migmatitos e rochas supracrustais. Neste estudo, a partir da análise petrográfica, dados geocronológicos U-Pb e Lu-Hf em zircão e Sm-Nd em rocha total foi possível elaborar uma evolução da crosta continental dessa região do Neoarqueano ao Riaciano, destacando a relação dos terrenos arqueanos com os granitoides/charnockitóides correlacionados ao Ciclo Transamazônico. No norte da Folha Tucuruí (nordeste do Domínio Bacajá) foram descritos ortognaisses (Complexo Aruanã), que apresentam fortes feições de retrometamorfismo identificados em texturas típicas de alto grau metamórfico (texturas granoblástica/interlobada) pela associação a uma assembleia mineral hidratada de grau mais baixo com anfibólio (Anf) e biotita (Bt). Texturas coroníticas e pseudomorfos de ortopiroxênio (Opx) para Anf e Bt e a presença de antipertitas são também evidências que corroboram esse fenômeno. Os ortognaisses apresentam idade de 2630 ± 15 Ma, registro mais antigo obtido neste estudo, e representam fragmentos de uma crosta retrabalhada (ɛHf(t) apresenta valores subcondríticos =-0,3 a -1,7 e ɛNd(t)= -3,08 a -2,98), cujas idades modelo Hf-TDMC e Nd-TDM apontam que o material que deu origem a esse ortognaisse foi extraído do manto no Mesoarqueano (3,0-3,2 Ga). As suítes intrusivas riacianas são caracterizadas por uma associação de granitoides e charnockitoides maciços, textura granular hipidiomórfica bem definida, e rochas deformadas por efeitos de milonitização (zonas de cisalhamento), além de um enclave de ortogranulito riaciano, caracterizado por textura granoblástica poligonal. Essas rochas riacianas se colocaram no período de 2,12-2,09 Ga e 2,08-2,06 Ga e cristais do ortogranulito evidenciaram um evento metamórfico de alto grau ca. 2,09 Ga. Os zircões identificados do ortogranulito de 2,12 Ga são interpretados como relacionados a um arco magmático (estágio pré-colisional) na margem de um continente Neoarqueano. Além disso, os isótopos de Pb e Hf mostram que a rocha de 2,12 Ga se formou a partir de uma crosta acrescida no neoarqueano (ca. 2,6 Ga), que sofreu um evento metamórfico de 2,09 Ga de alto grau em um estágio descompressional. Por fim, as rochas ígneas de 2,08 a 2,06 do NE do Domínio Bacajá se formaram a partir da crosta continental acrescida durante o Neoarqueano (2,8-2,5 Ga) e que o evento magmático pós- colisional do DB se estendeu até 2,06 Ga.

O Granito Serra da Queimada (GSQ) é um batólito anorogênico paleoproterozoico, de formato subcircular, com aproximadamente 20 km2 de área, situado ao norte da cidade de São Félix do Xingu, nos domínios da Província Carajás, sudeste do Cráton Amazônico. Secciona unidades arqueanas do Grupo São Félix e paleoproterozoicas do Grupo Iriri, Supergrupo Uatumã, É formado por três fácies petrográficas distintas: biotita sienogranito (BSG), biotita monzogranito (BMG) e sienogranito porfirítico (SGP), todas com conteúdos de máficos < 10%. A ocorrência frequente de intercrescimentos esferulítico e granofíricosugere que as rochas do GSQ cristalizaram em níveis crustaisrasos. Análises de microssonda eletrônica mostraram que as biotitas do GSQ são dominantemente magmáticas, ferrosas eenriquecidas em Al.Análises geoquímicas de rocha total mostraram que o GSQ possui natureza peraluminosa a fracamente metaluminosa, razões FeOt/(FeOt+MgO) entre 0,75 e 0,99 e K2O/Na2O entre 0,6 e 2,33; mostra afinidades geoquímicas com granitos intraplaca do tipo A, do subtipo A2, e granitos ferrosos, sugerindo uma fonte crustal para sua origem. Possui conteúdos de elementos terras raras leves mais elevados que os de elementos terras raras pesados, com padrão sub-horizontalizado para esses últimos, além de anomalias negativas de Eu crescentes no sentido dos BSG, fácies mais evoluída. Os dados geoquímicos mostram que os BSG apresentam conteúdos médios mais elevados de K2O, Y, Rb, W e Sn e mais baixos de TiO2, Fe2O3, MgO, CaO, Ba e Sr em relação às outras fácies, características típicas de granitos especializados.Temperaturas de cristalização baseadas no geotermômetro  de saturação em Zr indicaram intervalos entre 754 °C e 870 °C, similar a de outros granitos anorogênicos da Província Carajás. Os estudosgeológicos, petrográficos, de química mineral e geoquímicos comparativos entre o GSQ e outros granitos especializados pertencentes à Suíte Intrusiva Velho Guilherme, indicam que as rochas sienograníticas do GSQ mostram potencial para mineralização em W e Sn e que ele pode ser enquadrado no contexto geológico desta importante suíte granítica.

Enxames de diques máficos subparalelos de direção N-S e NNW-SSE ocorrem intrudindo as rochas metassedimentares do Grupo Tocantins, Cinturão Araguaia, centro-norte do Brasil. Eles são pouco estudados, não havendo nenhuma informação acerca da natureza de sua fonte mantélica e dos processos petrológicos envolvidos em sua gênese, além de uma incerteza quanto à sua idade. Para discutir essas questões, foram estudados diques máficos representativos da região de Santa Maria das Barreiras-Conceição do Araguaia, na fronteira entre os estados do Pará e Tocantins. Foi possível separar os diques em dois grupos: um consistindo de diabásios afetados pelo metamorfismo regional neoproterozoico do Cinturão Araguaia com grau variado de transformações e deformação mineral; e outro contendo diabásios e leucodiabásios sem metamorfismo e deformação. Os diques estudados foram composicionalmente classificados como basaltos sub-alcalino de afinidade toleítica. No entanto, os metadiabásios apresentam uma assinatura arco-like caracterizada por uma anomalia negativa de Nb-Ta, enquanto que os leucodiabásios e diabásios não apresentam anomalia negativa de Nb-Ta e exibem padrões enriquecidos de LREE, que se assemelha às assinaturas de rochas basálticas geradas por plumas mantélicas. Ambos os grupos de diques foram interpretados como sendo originados em ambiente tectônico intracontinental com a ajuda de diagramas de discriminação Ti–V, Zr–Zr/Y e Zr–Ti. Há indícios de importante contribuição de componentes mantélicos enriquecidos (EN) na fonte dos metadiabásios e significante contribuição de componentes do manto primitivo (PM) na fonte dos leucodiabásios e diabásios. Sugeriu-se que os metadiabásios representam os condutos expostos de basaltos intracontinentais com assinatura arc-like que precedem o metamorfismo Neoprotezoico da área e que os leucodiabásios e diabásios representam os condutos expostos de basaltos intracontinentais cujo magmatismo é posterior ao evento metamórfico. As rochas do evento mais antigo compartilham similaridades com rochas máficas Neoproterozoicas do leste do Cinturão Araguaia, enquanto que as rochas do evento mais recente são bastante similares com basaltos e diques de diabásios da CAMP que se encontram próximos à área de estudo.

Estudos desenvolvidos nos granitoides com piroxênio e rochas máficas associadas que ocorrem na região de Ourilândia do Norte permitiram a individualização de 4 variedades petrográficas: (i) ortopiroxênio granodiorito, (ii) clinopiroxênio monzogranito e (iii) anfibólio monzogranito, e (iv) gabronorito. Este último ocorre espacialmente associado à variedade ortopiroxênio granodiorito. Tais rochas configuram cinco corpos alongados na direção NE- SW e E-W, onde o plúton principal atinge ~12 km de extensão. É formado pelas variedades clinopiroxênio monzogranito e ortopiroxênio granodiorito, enquanto a variedade anfibólio monzogranito forma três pequenos corpos lenticulares com cerca de 3 km de comprimento. Estes são alongados na direção E-W, mostram foliações na direção NE-SW e E-W e mergulhos subverticais (70-80º). Tais rochas exibem textura magmática bem preservada, são leucocráticas (M’=21,1 – 32,9), e de granulação média a grossa. Os minerais acessórios primários são allanita, epídoto, zircão, apatita, magnetita e ilmenita, sendo que a titanita ocorre somente nos monzogranitos e a olivina é restrita à variedade gabronorítica. São rochas metaluminosas de afinidade magnesiana, seguem o trend cálcio alcalino e cálcio alcalino de alto K. As razões Fe/(Fe+Mg) tanto nas biotitas quanto nos anfibólios, indicam condições intermediarias de fO2, que é corroborado pela razão Fe3+/(Fe3++Fe2+) nos anfibólios que indica moderadas condições de fO2 durante a cristalização (acima do tampão QFM). As temperaturas de cristalização para os piroxênios variam entre 855 a 1061 °C, 713 a 800 nos anfibólios, e a pressão de cristalização é de 1,9 a 3,1 kbar. A atividade de água no magma varia de 4,1 a 6,5. Textura em coroa formada por anfibólios bordejando piroxênios é comum em todas as variedades, o que pode ser explicado pela reação do melt anidro com água em estágio magmático, que resultaria na ausência de piroxênio na fácies anfibólio monzogranito. As microestruturas de recristalização em quartzo e feldspatos permitem inferir uma temperatura final de deformação cristal-plástica em torno de 400-450 ºC. Microfraturas submagmáticas preenchidas por quartzo e álcali feldspato também são encontradas, indicando que os charnoquitos de Ourilândia do Norte sofreram deformação na presença de melt. Isto está de acordo com a natureza sin-tectônica para colocação de seus magmas. O empobrecimento de HFSE em relação às rochas neoarqueanas de Carajás indica que a associação estudada possui uma fonte distinta e/ou sofreram diferentes processos de evolução. Modelamento geoquímico indica que tais granitoides evoluíram por cristalização fracionada a partir de um magma parental máfico, em contraponto à fusão parcial, admitida como principal processo responsável pela origem dos demais granitoides neoarqueanos de Carajás.

Os depósitos miocenos da Formação Pirabas apresentam em seu conteúdo fossilífero registros de crustáceos decápodes pertencentes à epifauna e infauna. Estes organismos também são assinalados pela presença de icnofósseis que permitem a discriminação das principais atividades realizadas durante a construção destas escavações. As descrições das microfácies em associação com as principais ocorrências de traços fósseis na Formação Pirabas permitiram maiores interpretações sobre a distribuição e comportamento dos crustáceos decápodes, assim como as principais condições de salinidade, batimetria e oxigenação do paleoambiente. As microfácies carbonáticas descritas são mudstone, wackstone maciço com equinodermas, packstone rico em foraminíferos e moluscos, grainstone com terrígenos e algas, bafflestone com briozoário e terrígenos, packstone/wackstone com laminação plano- paralela, packstone/grainstone com foraminíferos e rudstone com fragmentos de moluscos. Os principais icnogêneros descritos são Thalassinoides, Gyrolithes e Sinusichnus individualizados em seis icnoespécies tais como Thalassinoides suevicus, Thalassinoides paradoxicus, Thalassinoides isp., Gyrolithes dravexi, Gyrolithes krameri e Sinusichnus sinuosos. Esta icno-assembleia apresenta características típicas da icnofácies Cruziana composta principalmente por construções predominantemente horizontalizadas de habitação (domichnia) e alimentação (fodinichnia) produzidas sob condições de energia que variam de níveis moderados a baixos. A quantificação da bioturbação permitiu a distinção de três icnofábricas denominadas icnofábrica Gyrolithes, icnofábrica Sinusichnus e icnofábrica dominada por Thalassinoides cujos índices de bioturbação variam entre ii=2, com taxas de 10-15% até ii=4 cujas taxas são de 35-65%. Estes índices indicam o aumento progressivo da intensidade da bioturbação desde a associação de tidal flat, laguna até a associação de barreira bioclástica. As análises petrografica, MEV (Microscópio eletrônico de varredura), EDS (Espectroscopia de enegia dispersiva) e DR-X (Difração de raio-X) indicaram diferentes composições no preenchimento dos traços compatíveis com microambientes reduzidos comprovados também pela presença de concreções de pirita e siderita, interpretados como reflexos da interação de microorganismos com a matéria orgânica e a redução do sulfato disponível dentro e no entorno das escavações.

Este trabalho tem como objetivo avaliar a dinâmica da vegetação nas planícies de maré do delta do rio Doce – sudeste do Brasil – sob a influência das mudanças climáticas e das flutuações do nível relativo do mar durante o Holoceno Tardio (2350 anos cal AP). Para isso, foram utilizadas datações 14C, descrição de características sedimentares e dados polínicos, obtidos a partir de dois testemunhos denominados URU1 e URU2, com profundidades de 0,5 m e 4 m, respectivamente, coletados com um Trado Russo. Os testemunhos apresentaram quatro fácies sedimentares, típicas de planícies de maré: i) acamamento heterolítico flaser (Hf), ii) acamamento heterolítico wavy, iii) acamamento heterolítico lenticular (Hl) e iv) lama com laminação paralela (Mp). A análise polínica do testemunho URU1 revelou o predomínio de ervas, árvores e arbustos em todas as profundidades, com aumento na frequência da vegetação aquática em direção à superfície. No testemunho URU2 foram registrados palinomorfos de manguezais e de foraminíferos na parte basal e mediana, sugerindo um domínio marinho/estuarino mais atuante até aproximadamente 2250 anos cal AP. Por outro lado, nas profundidades mais próximas ao topo do testemunho URU2 ocorreu a redução dos grãos de manguezal e de foraminíferos, seguido de um aumento da vegetação aquática de água doce, indicando diminuição da influência marinha. Essa tendência pode ser resultado de um clima relativamente mais úmido a partir de ~2250 anos cal AP, que proporcionou aumento dos índices pluviométricos e maior vazão dos rios na região, com aumento da influência fluvial. Foi possível perceber ainda, possíveis alterações antrópicas e /ou natural, corroborado pelo aumento na porcentagem de grãos de Cecropia e Typha angustifolia, e pela diminuição na cobertura de palmeiras nas planícies de maré, a partir de ~2250 anos cal AP. Assim, é razoável propor que o aumento da influência de água doce nos últimos 2000 anos, foi decisivo no aumento do transporte de sedimentos pelos rios para a planície deltaica, o qual pode ser o responsável pelo processo de substituição da planície de maré colonizada por manguezais por vegetação herbácea.

A transição Siluro-Devoniana foi marcada pelas drásticas mudanças na configuração geográfica dos paleocontinentes. Na borda Sul da Bacia do Amazonas, o registro dessa passagem é observado pelo contato entre as formações Pitinga e Maecuru. Os depósitos destas unidades foram estudados entre os municípios de Rurópolis e Placas, Oeste do Pará, tendo por objetivo o reconhecimento e associação de fácies para a reconstituição paleoambiental e suas correlações com os eventos colisionais do supercontinente Gondwana, bem como a proveniência sedimentar. Foram identificadas oito fácies sedimentares agrupadas em duas associações de fácies: a) Plataforma rasa com influência de maré e onda (AF-1), correspondente a Formação Pitinga e; b) Planície braided proximal (AF-2), relativa a Formação Maecuru. Os arenitos da Formação Pitinga foram classificados como subarcósios e quartzarenitos, fino a médios, moderadamente selecionados. Os arenitos da Formação Maecuru variam de arcósio a quartzarenitos, de granulometria média a muito grossa, variando de moderadamente a mal selecionados. A análise petrográfica destes depósitos apontam para um enriquecimento de quartzo em função dos processos diagenéticos, que mostraram-se bastante efetivos na eliminação dos minerais menos estáveis, observado pelo grande volume de poros secundários. O imageamento dos grãos de quartzo por catodoluminescência (CL) evidenciou a predominância dos grãos de quartzo de natureza ígnea e metamórfica, que aliado com as medidas de paleocorrente, possibilitaram deduzir que a proveniência da Formação Maecuru são os litotipos do Domínio Bacajá e Iriri-Xingu. Mesmo havendo dados de CL bastante convincentes, a falta de medidas de paleocorrente impossibilitou interpretações mais acuradas acerca da proveniência da Formação Pitinga. O contato entre as formações Pitinga e Maecuru gera uma discordância erosiva de caráter regional, observada por mais de 300 Km por toda borda Sul da Bacia do Amazonas, relacionada aos estágios acrescionários do supercontinente Gondwana, promovida pela instalação de sistemas fluviais durante a orogenia Precordilheirana.

O rio Xingu é um importante afluente do rio Amazonas contribuindo com 5% de sua vazão líquida, embora não contribua significativamente com sedimentos. O baixo rio Xingu é definido como uma ria, em função do afogamento de seu vale como resultado da Última Grande Transgressão marinha. Em função de uma influência substancial de maré, com alturas de maré de mais de 1 m na confluência, este setor fluvial corresponde ainda a um tidal river. O presente estudo visa analisar a morfologia e sedimentologia de fundo do baixo rio Xingu, estabelecendo correlação com os dados hidrodinâmicos, visando o entendimento dos processos de preenchimento sedimentar da ria, ainda em andamento. A área amostrada vai desde a confluência com o Amazonas (proximidades da cidade de Porto de Mós) até o estreitamento do lago de ria a montante, nas proximidades da cidade de Vitória do Xingu. Foram efetuados levantamentos sedimentológicos durante períodos de alta (fev/2016) e baixa (nov/2016) descarga de sedimentos. Para o período de alta descarga foram coletadas 109 amostras de sedimentos de fundo. Durante o período de baixa descarga, a amostragem foi repetida em 11 destas estações. No período de máxima descarga liquida do rio Amazonas (jun/2018), foram também monitorados os níveis d’água em diversos pontos ao longo do rio Xingu, assim como ocorreu nos períodos de coleta anteriores. Os dados morfológicos referem-se aos levantamentos batimétricos realizados pela Marinha do Brasil (CLSAOR/DHN). Os resultados demonstram forte correlação da sedimentologia com a morfologia, revelando um preenchimento do lago de ria tanto a partir do próprio rio Xingu, formando um proeminente delta de cabeceira, como a partir do rio Amazonas, onde as variações de maré têm transportado sedimentos a montante no rio Xingu. Por outro lado, grandes áreas de seção transversal na parte central da ria demonstram que volumes relativamente pequenos de sedimento alcançam aquela área, com dinâmica reduzida e sedimentação lamosa. Transversalmente, as areias estão mais associadas às margens e sua erosão por ação de ondas. Longitudinalmente, as areias são substancialmente mais frequentes na região de delta de cabeceira, e na região da confluência com o Amazonas, onde as áreas de seção transversal são notadamente menores. Os resultados sugerem ainda que a sedimentação nas proximidades da confluência com o rio Amazonas tem se reduzido ao longo do tempo, onde a combinação de variação da área da seção transversal com a vazão do próprio rio Xingu reduz o fluxo a montante a partir do rio Amazonas.

No final do Neógeno e durante o Quaternário o desenvolvimento do Rio Amazonas promoveu expressivas mudanças paleoambientais e geomorfológicas que culminaram na paisagem atual da Amazônia. Diversos modelos têm sido elaborados em escala continental, baseados principalmente em dados obtidos de um testemunho de sondagem realizado na plataforma continental atlântica, distante cerca de 200 km da foz do Amazonas. Enquanto estes modelos sugerem o estabelecimento desta drenagem com proveniência Andina a partir do Mioceno Superior, estudos baseados em afloramentos da porção oeste e central da Amazônia têm indicado idades mais jovens para esse ecossistema, desde Plioceno ao Quaternário. O estudo sedimentológico e estratigráfico de terraços fluviais do Rio Amazonas, expostos na porção centro-oeste da Bacia do Amazonas, auxiliado por geocronologia de luminescência, permitiu sequenciar os eventos de sedimentação e as mudanças paleoambientais e paleogeográficas desde o final do Neógeno. Estes depósitos sobrepõem rochas do Cretáceo da Formação Alter do Chão, cujo estudo sedimentológico e paleobotânico revelou o registro inédito de angiospermas para a porção aflorante desta formação, em depósitos de planície de inundação e canal abandonado de rios meandrantes. A preservação de impressões e contra-impressões de laminas foliares e outros macro restos vegetais com características das famílias Moraceae, Fagaceae, Malvaceae, Sapindaceae e Anarcadiaceae com aparecimento a partir do Cretáceo Superior, e a família Euphorbiaceae com registro se iniciando no Cretáceo Médio, confirmam a idade cretácea para estas rochas. A sucessão neógena-quanternária foi subdividida informalmente em unidade inferior e superior constituídos de areia, cascalho e subordinadamente argila, organizados em ciclos granodecrescentes ascendentes de preenchimento de canal e de inundação. Estes depósitos registram que dinâmica da construção do vale do Rio Amazonas foi influenciada pela neotectônica (10⁶ anos) e oscilações climáticas (10⁴-10⁵ anos). A unidade inferior foi interpretada como registro do proto-Amazonas, com migração para leste e posicionada através de datação utilizando o sinal de luminescência opticamente estimulada de transferência térmica por volta de 2 Ma. Esta unidade é correlata aos depósitos do Mioceno-Plioceno da Formação Novo Remanso, da Bacia do Amazonas e registra o desenvolvimento de um sistema fluvial com planície aluvionar restrita, seguindo preferencialmente as zonas de fraqueza do embasamento paleozoico e Cretáceo. A unidade superior foi interpretada como o registro do estabelecimento do Rio Amazonas moderno e posicionada através de datação utilizando o sinal de infravermelho em feldspatos por volta de 1 Ma a 140 ka, correlata aos depósitos da Formação Içá, da Bacia do Solimões. A partir do Quaternário as oscilações climáticas que marcam este período alterou o regime hidrológico através do aumento do volume de chuvas orográficas na região de cabeceira no flanco leste da cordilheira andina. A amplificação dos processos de erosão de escarpas na porção centro-leste da Amazônia promoveu a expansão da planície aluvionar em uma ampla área de 120 km. Nesta fase a porção leste da Bacia do Amazonas, topograficamente mais alta, restringia a sedimentação pleistocena em espaço mínimo de acomodação. A paisagem da porção centro-leste da Amazônia dominada durante o Neógeno por terra firme em áreas elevadas passou a ser regida durante o Quaternário pela dinâmica de expansão e contração da planície aluvionar. Ao final do Quaternário a várzea constituída por áreas alagadiças dentro da planície aluvionar se tornou cada vez mais restrita pelos contínuos processos de incisão fluvial durante o máximo glacial (18 a 22 ka). A migração lateral do canal meandrante levou ao confinamento da calha pelas escarpas fluviais esculpidas no embasamento cretáceo. Análise detalhada das propriedades dos protocolos utilizados na geocronologia por luminescência permitiu entender melhor as limitações e o uso dete método em estudos na Amazônia, método este em constante evolução e aperfeiçoamento A partir destes resultados foi possível questionar dados de trabalhos anteriores obtidos a partir do uso desta imporante ferramenta e indicar que algumas destas idades podem ser idades mínimas ao invés de idades de soterramento para depósitos pré-quaternários. A identificação da dinâmica mais antiga da drenagem foi inserida na interpretação dos estágios do proto-Amazonas até a passagem para a fase do Rio Amazonas moderno, que culminou na paisagem atual no centro-leste da Amazônia.

Na bacia de Carajás, norte da Província Mineral de Carajás, sequências de rochas vulcano-sedimentares com idade entre 2,76 e 2,73 Ga compõem o Supergrupo Itacaiúnas. Esse supergrupo reúne os grupos Igarapé Salobo (2,76 Ga), Grão Pará (2,76 Ga), Igarapé Bahia (2,74 Ga) e Igarapé Pojuca (2,73 Ga). A proximidade de idades e a afinidade litológica dessas unidades indicam que possivelmente essas rochas se formaram sob um mesmo contexto geológico, podendo ser diferentes expressões de um mesmo evento. O Grupo Grão Pará é constituído de duas formações: uma espessa sequência de rochas vulcânicas (Formação Parauapebas; 2758 ± 2 Ma, U-Pb em zircão), e jaspilitos com minério de ferro (Formação Carajás). Em vista da grande dificuldade da compreensão dos limites geográficos e geocronológicos do Grupo Grão Pará, procurou-se desenvolver estudos petrográficos através da descrição de lâminas delgada, estudos geocronológicos utilizando o método evaporação de Pb em cristais zircão e estudo tipológico de zircão a partir de amostras associadas às formações Carajás e Parauapebas. Rochas do Grupo Grão Pará, assim como a maioria das rochas arqueanas da bacia Carajás, encontram-se alteradas hidrotermalmente e em diferentes graus de intensidade, independentemente de seu tipo litológico, contudo, um grande número de feições texturais primárias foram preservadas e estudos petrográficos permitiram a classificação das amostras estudadas em dois grupos distintos, basalto de coloração cinza escuro a esverdeado, granulação fina, com textura intergranular predominante e pertencente a Formação Parauapebas; e gabro apresentando textura intergranular, subofídica e de forma menos representativa, micrográfica, possuindo intensa alteração hidrotermal, principalmente serecitização, que constitui os diques que cortam toda a sequência. Para a Serra Sul da bacia Carajás, duas amostras de saprolito de rochas vulcânicas intercaladas com a formação ferrífera, coletadas em testemunhos de furos de sondagem, foram analisadas neste trabalho. Em função do avançado intemperismo que afetou as amostras selecionadas para geocronologia, apelou-se para um estudo tipológico de zircão na tentativa de identificar as rochas pretéritas, o qual permitiu classificar os litotipos como de filiação monzogranitos-granitos alcalinos. Datações pelo método de evaporação de Pb em cristais de zircão, em duas amostras de saprolito de rochas vulcânicas intercaladas com as formações ferríferas, pertencentes a Formação Carajás, indicaram idades de 2745 ± 2 Ma para a amostra FS11D-161 e 2746 ± 2 Ma para a amostra FS11D-122, entendidas como tempo de cristalização dos cristais analisados e de formação da rocha vulcânica que os contêm. Além da grande precisão desses dados, eles estão em perfeita concordância entre si e dentro do estabelecido para o para Supergrupo Itacaiúnas. Além do mais, como os grãos analisados provêm de rochas intercaladas com a formação ferrífera, sejam elas concomitantes (derrames) ou posterior (intrusivas), elas estabelecem um limite mínimo para a idade de deposição dessa formação. Por outro lado, a idade da Formação Parauapebas, base do Grupo Grão Pará, estabelece a idade máxima para a Formação Carajás, como sendo de 2759 ± 2 Ma. Portanto, a Formação Carajás se depositou em cerca de 15 milhões de anos, o que é coerente para uma espessura estimada de 400 m. Adicionalmente, o Grupo Grão Pará é sobreposto pelo Grupo Igarapé Bahia, cujas rochas vulcânicas da base indicam idades de 2745 ± 1 Ma, que coincide perfeitamente com as idades obtidas neste trabalho, o que vem corroborar o previamente proposto para a período de deposição da Formação Carajás, ou seja, máximo de 15 milhões de anos. Aliás, a insignificante diferença de idade aqui proposta para a Formação Carajás e para a base do Grupo Igarapé Bahia, faz suspeitar que todas essas rochas fazem parte de uma mesma sequência.

Os conteúdos de elementos-traço em determinados minerais podem ajudar a revelar processos tectônicos, petrológicos, hidrotermais ou intempéricos aos quais foram submetidos. O zircão, além de ser um mineral acessório comum, química e fisicamente resistente a transporte sedimentar e a processos intempéricos, metamórficos de alta temperatura e de anatexia, apresenta certos elementos-traço em sua estrutura que tem permitido associá-lo ao seu tipo de rocha-fonte, seu ambiente de cristalização e a determinados depósitos minerais. Teores elevados de Hf e baixas razões Zr/Hf em zircões são características de granitos mineralizados em Sn e metais associados (Nb, Ta, ETR, etc.). Concentrações de Y e Nb, elementos pouco móveis em meio aquoso, em granitos tipo A são utilizados como bons indicadores da natureza crustal ou juvenil dos magmas a partir dos quais essas rochas cristalizaram. Cristais de zircão tendem a incorporar Y e Nb em sua estrutura e podem apresentar razões Y/Nb próximas a razão inicial do seu magma gerador. A partir da morfologia e composição de cristais detríticos de zircão é possível estimar a distância de transporte da amostra à sua fonte. As composições químicas de cassiteritas também podem ser utilizadas para indicar fontes e processos geradores. O presente trabalho é baseado em imagens de MEV e em análises semiquantitativas por EDS (Energy Dispersive Spectrometry) de cristais detríticos de zircão e cassiterita provenientes de concentrados de bateia da Província Estanífera de Rondônia (PER). O objetivo principal é caracterizar as fontes desses minerais, confirmar a localização de depósitos em exploração e indicar áreas potenciais para a prospecção de Sn e metais associados. A utilização de morfologia e química mineral de grãos detríticos em escala regional podem funcionar como uma ferramenta rápida e eficiente para a prospecção de determinados bens minerais. A área de trabalho, localizada na PER, porção centro-norte do Estado de Rondônia, está contida nas folhas Alto Jamari SC-20-Y-B e Ariquemes SC-20-V-D, ambas mapeadas pela CPRM na escala 1:250.000. As amostras de concentrados de bateia, oriundas desses projetos, foram coletadas em drenagens ativas, a partir de um volume de 20 litros de sedimentos retidos em peneiras de 5 e 0,5 mm. A partir desses concentrados foram separados minerais pesados por microbateamento com água, utilizando líquidos pesados (bromofórmio), realizada separação magnética através de ímã de Nd de mão, e separados cristais de zircão (cem grãos) e cassiterita (todos os grãos triados em 5g de amostra de concentrado) utilizando uma lupa binocular, além de critérios como cor, granulometria e morfologia representativas das populações desses minerais. Posteriormente, foram confeccionados mounts de zircão e cassiterita para análises por MEV-EDS. Os cristais de zircão com teores de Hf >3% foram interpretados como provenientes de rochas com elevado potencial a mineralizações em Sn e metais associados. Esses cristais foram utilizados no tratamento geoestatístico e comparados com o posicionamento geográfico de minas e garimpos de Sn, conhecidos na área de estudo, para aferir a veracidade do método. O tratamento geoestatístico utilizou o método de krigagem ordinária e, a partir dos resultados, foram geradas curvas de isoteores. Os mapas de isoteores, utilizando razões Zr/Hf em zircões detríticos de concentrados de bateia se mostraram eficientes, pois coincidiram com depósitos de cassiterita conhecidos na região. Na área selecionada para este estudo identificou-se uma variedade morfológica e composicional significativa dos grãos detríticos de zircão. Mesmo nos cristais mais enriquecidos em Hf (Hf>3%), esses teores e suas razões Zr/Hf variam consideravelmente. Os cristais mais alterados tendem a ser mais enriquecidos em Hf e a apresentar razões Zr/Hf mais baixas, são mais fraturados e frágeis ao transporte, indicando fontes proximais. Por outro lado, os grãos menos alterados possuem baixos teores de Hf, altas razões Zr/Hf e se mostram pouco a moderadamente arredondados, indicando fontes proximais a intermediárias. Enquanto Zr e Hf são variáveis dentro do mesmo grão, os teores de Y e Nb são praticamente constantes. No diagrama ternário Hf-Nb-Y, percebe-se que os zircões aqui estudados são enriquecidos em Nb e empobrecidas em Y, enquanto na Província Estanífera do Sul do Pará (PESP) e Pitinga apresentam comportamento inverso. Os altos valores de Nb nos zircões deste trabalho e os de Y na PESP são aqui interpretados como uma resposta da fonte magmática onde foram formados. Enquanto os zircões da PER são oriundos de rochas com valores de εNd_(t) positivos a próximos de zero, os valores de εNd_(t) da PESP são fortemente negativos. Assim, pode-se admitir que zircões com altas razões Y/Nb seriam provenientes de fontes dominantemente crustais, enquanto zircões com baixas razões Y/Nb teriam como origem fontes mistas (crustais e mantélicas). Os cristais de cassiterita deste estudo são prismáticos ou granulares, com terminações piramidais, bordas embaiadas sugerindo transporte sedimentar ausente a moderado. Possuem alto teor de pureza (Sn entre 73 e 79%), com concentrações de cátions substituintes do Sn em torno de 1,5%. Os altos teores relativos de Nb e Ta indicam fontes magmáticas e os tores subordinados de Ti e Fe mostram o estágio hidrotermal em que estes minerais foram gerados.

Zircão. Cassiterita. MEV. Província Estanífera de Rondônia.

Um ecossistema de manguezal, situado na Laguna de Santo Antônio, Santa Catarina-Brasil, limite sul de ocorrência de manguezais na América do Sul foi escolhido como área de estudo para este trabalho. Tendo como principal objetivo estudar o comportamento desse ecossistema em relação às mudanças climáticas durante o Holoceno, foi realizada uma análise multi- elementar, compreendendo análises geoquímicas (COT, NT, C/N, C/S, δ13C e δ15N), sedimentológicas e palinológicas em um testemunho sedimentar com 4,75 m de profundidade, denominado RP-01 e coletado com um amostrador do tipo “Peat Sampler”. Esses resultados foram temporalmente sincronizados com seis datações C-14. Cinco fácies sedimentares foram individualizadas, as quais foram agrupadas em duas associações de fácies: i) laguna e ii) barra de desembocadura de distributário. Com base nos resultados, uma mudança de influência marinha para terrestre na proveniência da matéria orgânica foi proposta. Uma porção da laguna anteriormente sob influência de processos lagunares, deu lugar ao desenvolvimento de uma barra de desembocadura de distributário. O aumento de matéria orgânica de origem terrestre, ocorrido principalmente a partir do Holoceno tardio, bem como o maior aporte sedimentar dos rios Sambaquí e Tubarão em direção à laguna favoreceu a formação da barra de distributário. Mudanças no comportamento vegetacional também foram identificadas. Dados palinológicos indicam que durante o Holoceno médio a vegetação do tipo herbácea predominou na região, sugerindo condições climáticas menos úmidas quando comparadas com o Holoceno inferior. O aumento nos valores de grãos de pólen representantes de árvores e arbustos, palmeiras e a presença do manguezal nas profundidades mais próxima do topo do testemunho são indicativos da ocorrência de um clima sub-tropical na região. Isso está provavelmente relacionado à mudança de posição da ITCZ (Intertropical Convergence Zone) em direção à América do Sul e a intensificação do SAMS (South American Monsoon System), que provocou aumento na umidade e na taxa de precipitação na região sul do Brasil. Em especial, o desenvolvimento e expansão do manguezal principalmente durante os últimos séculos comprova mudanças na configuração climática na região de Laguna (SC), com o estabelecimento de um clima relativamente mais quente e úmido atualmente.

O presente estudo foi baseado em estudos de petrografia, geoquímica isotópica e geocronologia, tendo como objetivo discutir a possível relação genética e temporal entre a formação das mineralizações auríferas, suas hospedeiras e as sequências metavulcânicas que formam o Greenstone Belt Três Palmeiras, noroeste do Domínio Bacajá, estado do Pará. Descrições de amostras de campo e de testemunhos de sondagem permitiram a classificação dos litotipos que ocorrem na área de estudo: (1) uma sequência de metabasaltos, xistos máficos e restritos corpos de metagabros (Anfibolito Itatá); (2) uma sequência de meta-andesitos porfiríticos e rochas metavulcanoclásticas (Micaxisto Bacajá). Essas rochas afloram às proximidades de rio Xingu e formam corpos alongados, com orientação WNW-ESE, que registram os efeitos da deformação predominante na área. Essas sequências são seccionadas por corpos de dioritos e granodioritos, que constituem a unidade Granodiorito Oca. Os depósitos são formados por veios de quartzo mineralizados em pirita, calcopirita e ouro, que se alojam nos granitoides intrusivos, sob a forma de microinclusões nesses sulfetos. Os dados isotópicos Pb-Pb por lixiviação obtidos em amostras de pirita de quartzo-diorito e meta-andesito, não associados aos depósitos de ouro, forneceram idades de 2146 ± 19 Ma e 2353 ± 43 Ma, respectivamente, enquanto o método de evaporação de Pb em zircão forneceu idades de 2417 ± 4 Ma (MSDW=0,64) para uma amostra de meta-andesito e 2410 ± 4 Ma (MSWD=4,3) para uma amostra de rocha metavulcanoclástica. Essas idades são similares àquela fornecida pela isócrona Sm-Nd (2465 ± 17 Ma) para metabasaltos e meta-andesitos. Finalmente, o método de evaporação de Pb em partículas de ouro, extraídas de corpos mineralizados, alojados em granodioritos e quartzo-dioritos, após diversas tentativas de gerar uma isócrona com baixo desvio, forneceu a idade de 2189 ± 11 Ma (MSWD=31). Essas idades indicam que a mineralização tenha se formado durante o Riaciano. Com base nas idades já determinadas para as rochas graniticas presentes na área, é provável que a mineralização tenha relação genética e temporal com essas rochas. Os dados isotópicos sugerem, até o momento, que as sequências metavulcânicas do Greenstone Belt Três Palmeiras não apresentam relação genética com as mieralizacoes auriferas. As idades-modelo NdTDM de 2,49 a 2,39 Ga, obtidas neste trabalho para amostras de meta-andesitos e metadacitos do GBTP e seus εNd(T) (+2,03 e +3,33) sugerem que essas rochas se originaram do manto no Paleoproterozoico, seguido de rápida residência crustal.

O objetivo deste trabalho foi avaliar a extensão do impacto do nível de mar alto do Holoceno médio e sua subsequente descida no Holoceno tardio, assim como a influência das mudanças climáticas sobre os manguezais e unidades de vegetação associadas ao longo do vale fluvial do Rio Jucuruçu no sul do estado da Bahia, nordeste do Brasil. Isto foi feito integrando dados topográficos, geomorfológicos, sedimentológicos, palinológicos e isotópicos de uma sequência de testemunhos de sedimentos ao longo deste vale fluvial. Foi dado destaque para o testemunho PR8 com 7,5 m de profundidade amostrado de uma planície de inundação, 37 km distante da atual linha de costa, à montante do Rio Jucuruçu. Os dados revelam três importantes associações de fácies caracterizadas pela: 1) presença de um canal fluvial-estuarino, onde, neste momento, os vales dos rios ficam incisos e preenchidos por depósitos fluviais, conforme registrado pela base do PR8 (760-700 cm) e PR7 (460 – 800 cm), que se caracterizam por sequências de sedimentos arenosos exibindo granodecrescência ascendente; 2) presença de um estuário com planícies de maré colonizadas por manguezais e ervas durante o Holoceno inicial e médio. 3) A terceira fase é caracterizada por uma planície de inundação fluvial com o desaparecimento de manguezais e expansão de ervas e palmeiras ao longo do vale fluvial estudado. O testemunho PR8, amostrado a partir de uma planície fluvial a cerca de 6.8 ± 0.8 m acima do atual nível relativo do mar (NRM), revela uma influência estuarina com a presença de pólen de mangue (5-40%,) entre 700 cm (~7400 anos cal AP) e 450 cm de profundidade (~5800 anos cal AP). O PR8 indicou ausência de pólen de mangue durante os últimos 5800 anos. Além disso, a influência dos padrões climáticos propostos para o Holoceno pode ser identificada ao longo do testemunho estudado. Provavelmente, as mudanças na vegetação e na matéria orgânica sedimentar identificadas no PR8 e demais testemunhos analisados foram causadas pelos efeitos combinados das flutuações do NRM, com um nível alto em cerca de 5350 anos cal AP e 3.25 ± 0.8 m, e mudanças na descarga fluvial. A evolução geomorfológica e da vegetação descrita para o PR8, assim como para outros testemunhos estudados ao longo do vale do Rio Jucuruçu e posicionados topograficamente mais baixos (PR7 - 5 m, PR10 – 1.5, PR11 – 0.5 m e PR12 – 0.5 m acima do NRM) está compatível com uma subida contínua do nível de mar acima do atual até o Holoceno médio, seguida de uma queda até os dias atuais.

A presente pesquisa objetivou investigar a chegada do manguezal ao litoral Norte de Santa Catarina, na Baía de Babitonga. Para isso, foi coletado um testemunho sedimentar de 2 m de profundidade, com a utilização de um trado russo. Foi realizada a integração das análises polínicas, sedimentares, granulométricas, geoquímicas (δ13C, Ntotal e COT-carbono orgânico total) e datações 14C. A formação do depósito sedimentar analisado iniciou pelo menos entre o intervalo  de  1.678  e  1.285  anos  Cal  AP.  Nesse  testemunho  foi  possível  distinguir  três associações de fácies: i) canal de maré, sem manguezal (δ13C = -24,1 a -27,7‰ e C/N 0,59 a 2,24); ii) planície de maré (δ13C = -22,7 a -26,4‰ e C/N = 1,16 a 14,5) que revela o início do desenvolvimento do manguezal e, de aproximadamente 606 anos Cal AP até o presente, o iii) manguezal (δ13C = -22,4 a -25,1‰ e C/N = 13,2 a 47,7) com a aparente expansão deste ecossistema. Portanto, podemos inferir que a região Norte de Santa Catarina experimentou, durante  o Holoceno tardio, uma  variação  climática  local marcada  no  conjunto  de  dados polínico e geoquímicos em torno de pouco mais de 1.285 anos Cal AP. Essa oscilação climática é acompanhada da instalação do manguezal com a presença expressiva de Laguncularia. A partir de 606 anos Cal AP até o presente observou-se a expansão do manguezal com aumento da sua biodiversidade, devido à instalação e desenvolvimento dos gêneros Avicennia e Rhizophora. A instalação do gênero Rhizophora está relacionada ao aumento de temperatura da atmosfera e/ou da superfície do mar, pois essas árvores apresentam maior sensibilidade às temperaturas relativamente mais baixas. Nesse contexto, a compreensão da dinâmica dos manguezais durante o Holoceno tardio torna-se uma excelente ferramenta para a análise paleoambiental costeira, pois esse ecossistema é um indicador dessas mudanças.

A região Amazônica detém as maiores reservas de bauxitas do Brasil, cujos depósitos estão capeados por um espesso pacote de material argiloso, conhecido por Argila de Belterra (ABT). A larga distribuição, ocorrência superficial, portanto acessível, e natureza argilosa ABT suscitaram o interesse deste trabalho em avaliar sua viabilidade técnica para a produção de cerâmica vermelha. Para o presente estudo selecionou ABT dos grandes depósitos de bauxita de Rondon do Pará, amostras de solos amarelos de Mosqueiro, argila illítica, argilas gibbsíticas e uma amostra de siltito argiloso. Essas amostras foram caracterizadas por Difração de Raios-X (DRX), Fluorescência de Raios- X (FRX), Análise Térmica Gravimétrica (TG), Calorímetro Exploratória Diferencial (DSC), Espectrometria de Massa com Plasma Indutivamente Acoplado (ICP-MS), Espectrometria de Emissão Ótica com Plasma Acoplado (ICP-OES), Microscopia Eletrônica de Varredura (MEV) e Analisador de Partícula a Laser (APL).Para a determinação das propriedades físicas e mecânicas foram produzidas misturas distintas de corpos de prova com as amostras de Argila de Belterra e porcentagens de solo amarelo, siltito argila, argila gibbsíticas e argila illítica. Os corpos de prova foram calcinados em 5 momentos distintos de temperatura (800, 950, 1000, 1100 e 1200°C). Em seguida foram mensuradas: retração linear, absorção de água, porosidade aparente, densidade aparente e tensão de ruptura a flexão. A ABT é constituída essencialmente caulinita, tendo quartzo, goethita, anatásio e gibbsita como minerais acessórios. A ABT pura e simples não apresentou aspectos tecnológicos favoráveis para a produção de produtos cerâmicos, no entanto a mesma com adição de argila illítica, solo amarelo e siltito argiloso melhoraram significativamente as características tecnológicas das ABT.

O Granito Gradaús (1882±9 Ma), localizado no Estado do Pará, a oeste da cidade de Bannach e a norte de Cumaru do Norte, porção sudeste do Cráton Amazônico, é um batólito anorogênico com formato subcircular e cerca de 800 km² de área aflorante, integrante do intenso magmatismo granítico que ocorreu durante o Paleoproterozoico na Província Carajás. É intrusivo em metassedimentos do Grupo Rio Fresco, os quais recobrem unidades arqueanas pertencentes ao Domínio Rio Maria. É constituído por dois conjuntos petrográficos distintas: rochas monzograníticas, compostas basicamente por biotita-monzogranitos e biotita- monzogranitos-porfiríticos, e por rochas sienograníticas formadas por biotita-anfibólio- sienogranitos, biotita-sienogranitos e biotita-sienogranitos-porfiríticos. Os dados de suscetibilidade magnética (SM) permitiram identificar três populações com diferentes características magnéticas; seus valores de SM moderados a baixos (< 3,53 x10-3 SIv) permitem classificá-lo como um granito moderadamente reduzido. O Granito Gradaús apresenta conteúdos de SiO2 >75%, MgO <0,2%, CaO <1%, FeOt entre 1-2% e Al2O3 entre 11,3 e 12,9%, caráter metaluminoso a peraluminoso, razões FeOt/(FeOt+MgO) entre 0,94 e 0,97, K2O/Na2O entre 1 e 2 e conteúdos de ETRL mais elevados que os ETRP. Os ETRL mostram padrão de fracionamento moderado ((La/Sm)n=4,61) e os ETRP sub-horizontalizado ((Gd/Yb)n=1,40). As anomalias negativas de Eu são moderadas a acentuadas nas rochas monzograníticas e sienograníticas (Eu/Eu* 0,43-0,02) e levemente mais pronunciadas nas rochas porfiríticas (Eu/Eu* 0,25-0,03). Mostra afinidades geoquímicas com granitos do tipo A intraplaca, do subtipo A2 e granitos ferrosos. Apresenta semelhanças petrográficas, geoquímicas, geocronológicas e de SM com os granitos São João e Seringa, ainda não enquadrados em nenhuma das três suítes graníticas da Província Carajás. O estudo comparativo entre esses granitos com aqueles que compõem as suítes Jamon, Velho Guilherme e Serra dos Carajás mostra que eles apresentam maiores semelhanças com os granitos que integram a Suíte Serra dos Carajás.

Nos Estados do Pará e Amapá encontram-se as maiores reservas brasileiras de caulim. O processo de beneficiamento desse material gera um volume significativo de rejeito, esse é caulim que se apresenta fora das especificações para cobertura de papel e acaba se tornando um passivo ambiental, uma vez que são necessárias grandes áreas para que sejam depositados. Esse rejeito é constituído principalmente pelo argilomineral caulinita que apresenta Si e Al na proporção 1:1, ideal para ser utilizado como matéria-prima na síntese de zeólitas. A zeólita A é um aluminossilicato sintético microporoso, facilmente sintetizada a partir de rejeito de caulim, tornando-se um material de baixo custo e eficaz para remover contaminantes presentes nos efluentes, como por exemplo os corantes, além de apresentar grau elevado de seletividade e outras características que a tornam excelentes adsorventes. Dentre os processos mais usados na remoção de corantes está a adsorção, pois possui diversas vantagens como: baixo custo, elevadas taxas de remoção e a possibilidade de recuperação do adsorvente. A metodologia do trabalho foi realizada em quatro etapas: 1) Síntese da zeólita A: utilizou-se como material de partida o caulim Tube Press, da empresa localizada no Rio Capim-PA, que posteriormente foi calcinado a 700°C por 2h, solução de NaOH (5 mols L-1) e água destilada. Foram mantidos em um reator por 2h a 95 °C sob agitação. Após a síntese o material foi lavado até pH~7 e seco. Tanto o material de partida como os produtos foram identificados e caracterizados por DRX, MEV, DTA-TGA e análise granulométrica. 2) O estudo 26mg L-1. Foram obtidos o equilíbrio, a cinética de adsorção e a termodinâmica. Os testes foram feitos em sistema de batelada e as soluções após adsorção foram analisadas em espectrofotômetro UV-Visível, utilizando-se λ= 585nm para AM e λ= 665nm para VC. 3) Regeneração da zeólita A: foi realizada com 50 ml da solução de corante na concentração 10 mg L-1 e 150 mg de zeólita A. Após 24h a suspensão foi centrifugada, o sobrenadante analisado e o sólido seco e posteriormente calcinado a 650 °C por 2h perfazendo um ciclo de cinco vezes.4) Estudo de dessorção: foi realizado com 50 ml de solução de corantes AM e VC na concentração de 10 mg L-1 e 150 mg de zeólita A, após a adsorção de 24h o sólido foi separado por centrifugação e posteriormente adicionado os solventes água e metanol em cinco proporções de adsorção: foi realizado com solução de corante AM e VC nas concentrações 2- obtendo o volume inicial de 50 ml e mantidos sob agitação por 24h e após analisado o sobrenadante em espectrofotômetro UV-Visível. Nos resultados do equilíbrio de adsorção percebe-se que a percentagem de adsorção diminui com o aumento da concentração, pois mais moléculas do corante são incorporadas ao adsorvente, diminuindo a área e os sítios ativos disponíveis. A capacidade máxima de adsorção no equilíbrio para o AM foi de 5,1 mg g-1 e para o VC de 14,09 mg g-1, dessa forma a capacidade de adsorção no equilíbrio foi maior para o VC comparado ao AM. O modelo matemático que melhor se ajustou aos dados experimentais de equilíbrio do AM foi a isoterma de Sips que reúne características das isotermas de Langmuir e Freudlich, enquanto que para o corante VC o melhor modelo é o de Freudlich sugerindo que adsorção ocorre em multicamadas. A cinética de adsorção do AM e do VC ajustaram-se ao modelo de pseudo segunda-ordem. A termodinâmica de adsorção do AM nas temperaturas de 30°C a 70°C é um processo espontâneo, favorecida em temperaturas mais elevadas. A regeneração térmica da zeólita A após 5 ciclos de regeneração teve uma perda na eficiência da adsorção de AM em 7% e 3% para o VC, indicando a possibilidade de reutilização do adsorvente. A dessorção com a mistura de 50% de cada solvente apresentou os melhores resultados.

O estudo de ostracodes provenientes dos testemunhos 1AS-7D-AM, 1AS-8-AM e 1AS-31-AM, perfurados no município de Atalaia do Norte, Amazonas, Brasil, permitiu reconhecer 9 gêneros e 30 espécies; o gênero eurihalino Cyprideis é o mais abundante e diverso, com 19 espécies já identificadas e duas novas espécies descritas nesse trabalho: C. atalaiensis sp. nov. e C. dictyon sp. nov. Outros gêneros marinhos e/ou transicionais (Paracypris, Perissocytheridea, Rhadinocytherura, Pellucistoma e Skopaeocythere) e não- marinhos (Cypria, Cytheridella e Penthesilenula) foram encontrados, além de outros microfósseis (foraminíferos, peixes, moluscos e palinomorfos) que foram utilizados como elementos auxiliares nas interpretações paleoambientais e bioestratigráficas da Formação Solimões. A análise integrada da distribuição estratigráfica de ostracodes e palinomorfos nos testemunhos 1AS-8-AM e 1AS-7D-AM, permitiu datar a sequência do Eomioceno ao Neomioceno. Foram observadas, através dos fósseis- index, cinco zonas palinológicas já propostas para a Formação Solimões: Verrutricolporites, Mioceno Inferior; Psiladiporites– Crototricolpites, final do Mioceno Inferior ao início do Mioceno Médio; Crassoretitriletes, Mioceno Médio; Grimsdalea, final do Mioceno Médio ao início do Mioceno Superior; e Asteraceae, Mioceno Superior. A distribuição das espécies de Cyprideis permitiu reconhecer cinco zonas equivalentes às zonas palinológicas, das quais quatro já estabelecidas anteriormente, embora seus limites temporais tenham sido alterados nesse estudo: C. aulakos, renomeada para C. sulcosigmoidalis, final do Mioceno Inferior a início do Mioceno Médio; C. caraionae, Mioceno Médio a início do Mioceno Superior; C. minipunctata, início do Mioceno Superior; e C. cyrtoma, início do Mioceno Superior. Além dessas, é proposta aqui uma nova zona de ostracode: C. paralela, do Mioceno Superior. A análise bioestratigráfica integrada (palinologia e ostracodes), bem como o registro da microfauna associada revela uma sequência que inicia no Mioceno Inferior, com influência de ambientes costeiros, atestada pela presença de palinomorfos e foraminíferos tipicamente de manguezal. No Mioceno Médio as condições paleoambientais passam a ser de um ambiente flúvio-lacustre, com influência marinha. Finalmente, no Mioceno Superior, apesar de ainda apresentar intervalos de influência marinha, premomina um ambiente flúvio-lacustre em direção ao topo da sequência estudada.

O debate sobre os fatores por trás da dinâmica holocênica dos manguezais tem sido tema de grande interesse de pesquisadores voltados para a reconstituição paleoambiental. Entre as hipóteses sobre os mecanismos que controlam o estabelecimento, expansão e contração das florestas de mangue ao longo dos litorais, as variações do nível relativo do mar e das mudanças climáticas são propostas como as principais forçantes. Contudo, fatores inerentes aos sistemas deposicionais e temporalmente limitados e de atuação espacial mais restritas podem influenciar substancialmente a ecologia dessas florestas. No Rio Ceará Mirim, próximo à cidade de Natal, litoral oriental do estado do Rio Grande do Norte, Nordeste do Brasil, a integração de dados geomorfológicos, sedimentológicos e palinológicos, datação por radiocarbono e análises isotópicas com δ13C, δ15N e C/N de matéria orgânica sedimentar de quatro testemunhos de sedimentos revelam um estuário colonizado por manguezal desde 6950 anos cal. AP. O nível do mar, que subiu significativamente depois do último máximo glacial, tornou-se estável durante o Holoceno médio e tardio resultando na implantação e expansão do mangue sobre as planícies fluviomarinhas por aproximandamente 2,93 km à montante da foz. Quanto à distribuição espaço temporal desse ecossistema durante os últimos 7 mil anos, os dados integrados mostram que a dinâmica dos manguezais foi controlada principalmente por processos autogênicos, relacionados com avulsão, migração lateral e abandono de canais estuarinos. Provavelmente, a influência do nível do mar e das flutuações climáticas sobre a dinâmica desses manguezais foi enfraquecida devido a intensa atividade dos canais de maré desde o Holoceno médio.

O presente trabalho integra dados palinológicos, sedimentológicos, geomorfológicos e datações por Carbono-14, bem como valores de δ13C, δ15N e C/N da matéria orgânica sedimentar obtidos a partir de um testemunho amostrado ~8 km da atual linha de costa, no vale do Rio Jucuruçu, próximo a cidade de Prado, litoral sul da Bahia. Com base nesses dados e outros preliminarmente publicados foi possível detalhar os efeitos das mudanças climáticas e Nível Relativo do Mar (NRM) nos manguezais desse rio durante o Holoceno. Duas fases foram identificadas ao longo do testemunho estudado e correlacionadas com outros dois testemunhos: A primeira fase, compreendida no Holoceno médio (7200 -<6950 anos cal AP), se desenvolveu em uma planície de maré, colonizada por manguezais com uma transição de matéria orgânica de origem de plantas terrestre C3 na base para matéria orgânica marinha no topo desta fase. A segunda fase é marcada pelo desenvolvimento de uma planície fluvial, com expansão da vegetação herbácea e samambaias em detrimento dos manguezais. A matéria orgânica sedimentar nessa fase tende para uma origem fluvial. A integração dos dados paleoambientais revela uma significativa subida no NRM que causou uma incursão marinha no interior do vale desse rio e permitiu o estabelecimento de manguezais sob uma forte influência estuarina até aproximadamente 23 km a montante do Rio Jucuruçu durante o Holoceno médio. A descida do NRM no Holoceno médio e tardio causou uma gradual substituição dos manguezais por vegetação amplamente dominada por ervas e samambaias, assim como uma predominância de plâncton de água doce à montante do rio, enquanto os manguezais e as algas adaptadas às condições marinhas se refugiaram na foz do Rio Jucuruçu. Tal padrão de migração dos manguezais foi provavelmente favorecido por uma diminuição da descarga fluvial durante o Holoceno inicial e médio e pelo seu aumento no Holoceno tardio. Deve ser destacado que durante os últimos mil anos a distribuição dos manguezais no local de estudo foi controlada pela dinâmica natural dos canais de maré. Portanto, nesse estudo foi possível identificar e descrever os efeitos de processos alogênicos (causados por mudanças no clima e nível do mar) e autogênicos (regulados por exemplo pela dinâmica dos canais).

O Granito paleoproterozoico tipo A Bannach pertence a Suíte Jamon, intrusiva nas unidades arqueanas do Domínio Rio Maria, sul da Província Carajás, Sudeste do Cráton Amazônico. Compreende oito fácies com conteúdo de máficos e granulação variados. Os anfibólios dominantes são ferro-hornblenda nas fácies menos evoluídas e ferroedenita ou hastingsita nas mais evoluídas e suas razões Fe/(Fe+Mg) variam de 0,53 a 0,81. Nas fácies mais ricas em máficos ocorrem cummingtonita e grunerita, oriundas da desestabilização de clinopiroxênio, com razão Fe/(Fe+Mg) em torno de 0,50. A biotita é ferrosa e apresenta na maioria das fácies razões Fe/(Fe+Mg) entre 0,62 e 0,80, porém na fácies leucomonzogranito médio tardio exibe razões entre 0,89 e 0,91 e sua composição se aproxima da annita. O plagioclásio apresenta zoneamento normal com núcleos de andesina sódica ou oligoclásio cálcico e bordas de oligoclásio sódico nas fácies mais ricas em máficos e composição de oligoclásio cálcico a sódico com bordas albíticas nas fácies mais félsicas. A titanita possui razões Fe/Al compatíveis com aquelas de rochas magmáticas plutônicas com quartzo. Magnetita e ilmenita estão presentes nas diferentes fácies. A ilmenita se apresenta nas variedades texturais em treliça, em manchas (patches), composta e individual, enquanto que a magnetita ocorre intercrescida com lamelas de ilmenita em treliça, associada à ilmenita composta ou em cristais homogêneos. Não há contrastes composicionais expressivos entre as variedades texturais de ilmenita, mas se constatou enriquecimento em MnO nas ilmenitas das fácies mais félsicas. A magnetita é sempre pobre em Ti, sendo que os cristais homogêneos associam-se com anfibólio ferromagnesiano e são praticamente desprovidos de Ti. Estimativas de temperaturas obtidas com o geotermômetro do zircão, interpretadas como próximas ao liquidus, variam entre 943 e 795 °C, ao passo que aquelas próximas do solidus, deduzidas a partir do geotermômetro de anfibólio e plagioclásio, variam de 807 a 732 °C, decrescendo em ambos os casos das fácies mais ricas em máficos para as mais félsicas. A pressão de colocação, estimada com o geobarômetro de Al em anfibólio, foi de 300±100 MPa (11,1±1,9 km). As razões Fe/(Fe+Mg) de anfibólio e a presença de magnetita e titanita magmáticas sugerem cristalização sob condições moderadamente oxidantes, porém, as composições de biotita apontam para condições um pouco mais redutoras às do magma Jamon e às dos granitos anorogênicos da série magnetita de Laurentia. Com base nisso, foi inferido que a cristalização das fácies dominantes no corpo Bannach se deu em condições de fugacidade de oxigênio correspondentes às de NNO a NNO -0,5. A fácies fácies leucomonzogranito médio tardio é exceção, pois exibe razões Fe/(Fe+Mg) em biotita muito elevadas e similares às dos granitos reduzidos da Província Carajás, bem como às dos granitos da série ilmenita de Laurentia e Fennoscandia. Isto reforça a hipótese de sua geração em pulso magmático tardio, a partir de líquido derivado de fonte mais reduzida do que a das demais fácies do Granito Bannach.

e com capacidade dessortiva. A temperatura de queima estimada foi divergente em relação aos sítios, baseada nas identificações de caulinita e metacaulinita por IV. Nos sítios Quebrada Tacana e Juruti os fragmentos demonstraram temperatura superior a 600 ºC e inferior a 800

ºC, ao passo que os fragmentos do sítio Boa Vista não ultrapassaram 600 ºC. Os extratos de todos os fragmentos foram dominados por séries de ácidos n-alcanóicos de cadeia curta e média (C12-C20), outro componente dominante foi o C18:1 (ácido oleico), e em apenas um fragmento pertencente ao sítio Quebrada Tacana foram os sesquiterpenos. O padrão de distribuição entre todos os fragmentos mostrou que o mais abundante foi o C16:0, seguido por C18:0 e C18:1 e pequenas quantidades de n-alcanos e n-alcanóis de cadeias curtas. A predominância de ácidos graxos livres indica que os lipídios são altamente degradados, uma característica típica de resíduos orgânicos antigos. O extrato lipídico da amostra QT-07 (sítio Quebrada Tacana) composto totalmente por sesquiterpenos, evidencia a presença de resina de plantas. De igual maneira o registro ainda que pouco expressivo de séries de n-alcanos e n- alcanóis cuja média não ultrapassa 1,3% também são indicativos de contribuição vegetal, para este caso determinados em fragmentos do sítio Raimundo. Os dados mineralógicos asseguram que os lipídios preservados nos fragmentos cerâmicos guardam informações sobre atividades pretéritas, desde que a temperatura de queima indicada é superior a 550 ºC, suficiente para eliminar compostos oxigenados oriundos da matéria-prima, argila e antiplásticos. A presença de biomarcadores diagnósticos de organismos aquáticos foi identificado em apenas dois fragmentos do sítio Quebrada Tacana, o 4,8,12-trimetildecanóico (TMTD) e ademais a identificação de ácidos de cadeias ímpares, C15:0 e C17:0 juntamente com seus respectivos ácidos ramificados C15:1 e C17:1 constituem fortes indícios de contribuição de origem animal. Portanto eles podem sugerir que esses fragmentos representem utensílios empregados na preparação prolongada de alimentos, e, conseguintemente por terem tido contato com fontes primárias de nutrientes, no estágio de uso do ciclo cerâmico (adsorção de nutrientes), o estágio de descarte (estágio atual) representaria uma fonte potencial de nutrientes propiciada pela própria degradação principalmente aos fragmentos mais expostos, da superfície e sub- superfície.

Durante o Eoceno-Oligoceno, formaram-se na Amazônia extensas coberturas lateríticas. Nesse contexto, sequências sedimentares das Bacias do Parnaíba e do Amazonas foram lateritizadas e geraram quatro depósitos de bauxita de classe mundial: Juruti, Trombetas, Paragominas e Rondon do Pará. Este último é a nova fronteira de exploração de bauxita da Amazônia e nela foi desenvolvida a lavra-piloto Décio, que expõe um perfil laterito-bauxítico de 3 m de espessura, o qual se estende lateralmente por vastos platôs com cerca de 350 m de altitude. Este trabalho buscou aprofundar o estudo das bauxitas e suas relações com a paisagem laterítica na região amazônica. Em campo, foram descritos cinco perfis litológicos expostos na lavra-piloto Décio. Em seguida, 42 amostras foram coletadas para análises laboratoriais que envolveram caracterização mineralógica (Difratometria de Raios X); textural (Microscopia Óptica e Eletrônica de Varredura); e química (Espectrometria de Massa e de Emissão Óptica, com Plasma Indutivamente Acoplado). As rochas precursoras mais prováveis são as fácies argilosas da Formação Itapecuru. Estas teriam evoluído para um horizonte argiloso bauxítico e em seguida para bauxita maciça microcristalina e microporosa, de cor vermelha. A bauxita, por sua vez, converge para crosta ferroaluminosa esferolítica, rica em óxi-hidróxido de ferro e parcialmente desmantelada. Este conjunto é recoberto por um horizonte de esferólitos ferroaluminosos e outro bauxítico nodular. Todo o conjunto é capeado por argila inconsolidada amarela a vermelha, equivalente à Argila de Belterra.  Os minerais que resistiram ao intemperismo laterítico foram zircão, turmalina, rutilo, cianita e quartzo. Os neoformados foram hematita, goethita, gibbsita, parte da caulinita, além do anatásio. Os constituintes químicos principais são Al₂O₃, Fe₂O₃, SiO₂ e TiO₂, que juntos compõem mais de 99,5 % do perfil. Sua distribuição sugere que a evolução laterítica desenvolvida in situ se deu até a formação do horizonte esferolítico. Os teores de TiO₂ são muito mais elevados no horizonte argiloso bauxítico que nos horizontes sobrejacentes, o que não é comum em uma evolução laterítica a partir de um protólito rochoso único e homogêneo. Além disso, Zr e ETR diminuem em direção ao topo do perfil, o que também não seria esperado. Portanto, embora as rochas precursoras de todo o perfil tenham sido sedimentares, havia um contraste composicional entre aquelas que geraram o HAB e as que geraram os demais horizontes. Além disso, o padrão de distribuição dos elementos-traço demonstra que mesmo partindo de protólitos ligeiramente diferenciados quase todo o perfil seguiu um padrão similar de evolução, com exceção do horizonte bauxítico nodular que se comporta como uma unidade a parte. Estas características diferenciam o perfil laterítico da lavra piloto Décio de outro perfil localizado na já estudada lavra piloto Ciríaco, também localizada em Rondon do Pará, pois este último foi formado a partir de protólito mais homogêneo que o primeiro.

A formação de amplos perfis de alteração tal como os depósitos bauxitíferos, durante o período cenozoico na Amazônia é resultante de um intenso intemperismo causado por um clima sazonal, quente e úmido característicos desta região. A Província Bauxitífera de Paragominas, localizada na porção leste do Estado do Pará e oeste do Maranhão, ocupa uma área de aproximadamente 50.000 km2 e configura-se como o maior agrupamento de bauxitas do Brasil. Neste trabalho foi utilizado a Difratometria de Raiox-X, uma técnica que requer pouco tempo de análises, etapas mínimas de pré-tratamento e quantidades pequenas de amostra, associada à Análise Estatística por Agrupamento (Cluster Analysis) na individualização  dos  horizontes  bauxíticos  da  mina  Miltônia  3,  Paragominas-PA.  Os resultados obtidos foram correlacionados com as análises químicas tradicionais que são utilizadas no controle de qualidade e processamento das bauxitas. As amostras utilizadas neste trabalho e os resultados de análises químicas (teores de Alumina Aproveitável e Sílica Reativa) foram disponibilizadas pela empresa Norsk Hydro. Inicialmente, foram definidos os tipos mineralógicos do minério através do uso da análise por agrupamento com os dados da Difratometria de Raios-X em um conjunto de amostras de duas seções (HIJ-229 e HIJ-231) da malha de sondagem, cada seção compreendendo 23 furos, totalizando 375 amostras analisadas. Com base na posição e intensidade dos picos nos difratogramas, foi possível fazer a distinção dos horizontes bauxíticos. Devido à semelhança no conteúdo mineralógico desses horizontes, as diferenças encontradas nesses grupos referem-se as proporções dos principais minerais constituintes: gibbsita, caulinita, goethita, hematita e, mais raramente, quartzo e anatásio. Através da análise por agrupamento foi possível realizar uma separação das amostras por grupos cujos difratogramas eram similares. Além de facilitar a análise de um grande número de amostras de forma rápida e com resultados eficientes. Foi possível ainda, observar uma boa correlação dos agrupamentos com os litotipos identificados pela empresa Norsk Hydro através dos resultados da análise química. Desta forma, a análise de clusters em difratogramas de amostras de minério de alumínio pode vir a ser uma ferramenta eficiente auxiliando nos protocolos de beneficiamento desse material.

A mineração de ferro no Brasil tem um importante papel na balança comercial favorável do país. O minério de ferro está entre os principais produtos de exportação e, por conta de sua intensa atividade de extração, novas políticas de controle ambiental estão sendo implementadas. Visando balancear a atividade econômica com a preservação do patrimônio ambiental, a partir de 2008, a catalogação e a classificação do grau de relevância de cavernas passaram a ser critérios de licenciamento ambiental para implantação de empreendimentos ligados a atividades minerárias. Isso motivou o desenvolvimento do presente trabalho de investigação acerca dos espeleotemas fosfáticos das cavernas ferríferas de Carajás, em que objetivou-se detalhar os minerais fosfáticos e sua gênese mediante dados geoquímicos, petrográficos, em conjunto com dados de difratometria de raios-X, análise térmica, infravermelho e microscopia eletrônica. A pesquisa consistiu no estudo de oito cavernas ao longo das encostas dos platôs de N4 e N5 da Serra Norte, Carajás. As curvas DSC-TG ajudaram na diferenciação de dois grupos de fosfatos, pois a leucofosfita-esfeniscidita apresentou dois eventos endotérmicos em 323,4 e 400°C atribuídos, respectivamente, à remoção de OH e NH₄, enquanto a strengita-fosfosiderita não apresentou. O espectro no infravermelho permitiu a identificação do grupo funcional NH₄, reconhecido pelas bandas de absorção centralizadas em 1430 e 3040 cm^-1 que, associado a outros dados da pesquisa, puderam confirmar a presença da esfeniscidita. Os valores dos parâmetros de cela unitária da esfeniscidita, calculados pelo refinamento Rietveld em dados de DRX, revelaram dimensões e angulações ligeiramente menores ao descrito na literatura (a = 9,803 Å, b = 9,722 Å, c = 9,858 Å, β =102,78°); isso deve-se a uma maior substituição de K por NH₄ e Al por Fe. Baseado nos dados geoquímicos dos espeleotemas fosfáticos e da laterita fosfatizada, observou-se um enriquecimento considerável de P₂O₅, Zn, Ni e Rb quando comparados aos teores encontrados no saprólito de jaspilito e na crosta laterítica. Os dados geoquímicos e petrográficos, associados à presença do guano no interior das cavernas, apontaram forte relação genética entre os minerais fosfáticos e os excrementos de morcegos. O guano, ao sofrer decomposição, liberou ácido fosfórico que, ao percolar o substrato laterítico, reagiu e substituiu hidróxidos de ferro por minerais fosfáticos, com concomitante assimilação dos elementos metálicos, que por sua vez foram bioacumulados ao longo da cadeia alimentar dos morcegos, com uma alimentação de plantas ou insetos.

Os distintos corpos metamáficos identificados na área de Água Azul do Norte, porção centro- sul do Domínio Carajás, são intrusivos em um conjunto de granitoides TTG e compreendem duas variedades: (i) actinolita anfibolito, que ocorre como um corpo alongado de orientação N-S e inflexão para NE, com ~17 km de extensão, constituído essencialmente por plagioclásio e anfibólio, com relíquias de cristais de piroxênio e plagioclásio ígneos caracterizando textura blasto-subofítica; e (ii) diopsídio anfibolito, de ocorrência restrita, que aflora como pequenos corpos lenticulares, anastomosados e de orientação NW-SE, que apresenta textura nematoblástica e porfiroblástica, foliação milonítica e pares S-C. As paragêneses minerais reconhecidas nessa unidade incluem: Plg+Amph+Di+Ilm, que representa o pico metamórfico, e Plg+Amph+ Ep+Clz+Tit+Ap+Qtz+Ser, relacioanda ao retrometamorfismo. O plagioclásio do actinolita anfibolito varia de oligoclásio cálcico a labradorita cálcica (An28-65), sendo que as composições mais cálcicas destes cristais representam heranças ígneas. O plagioclásio do diopsídio anfibolito possui composição química mais homogênea e é classificado como andesina sódica (An31-35). O anfibólio do actinolita anfibolito apresenta-se zonado, com razão Mg/Fe mais elevada em relação ao anfibólio do diopsídio anfibolito, sendo classificado como Mg-hornblenda,  tschermakita,  actinolita  e  edenita.  No  diopsídio  anfibolito,  o  anfibólio

apresenta razão Mg/Fe levemente menor, além de conteúdos de AlVI de ~0,4 e de Fe3+ entre 0,7 e 0,8, o que permite classificá-lo como Mg-hastingsita. Considerando os dados químicos, o protólito dessas rochas apresenta composição compatível com a de basaltos toleíticos, padrão multielementar de toleítos continentais (diopsídio anfibolito) e toleítos de baixo K (actinolita anfibolito), as razões de elementos incompatíveis (HFSE) sugerem fonte derivada do manto primitivo, com mudanças significativas na composição do magma devido à interação com a crosta continental e/ou a litosfera subcontinental. As evidências químico- mineralógicas e texturais indicam que o protólito do actinolita anfibolito sofreu deformação em estágio submagmático e, posteriormente, deformação no estado sólido em profundidades rasas. Em contrapartida, o diopsídio anfibolito foi submetido a regime de deformação dúctil em maior profundidade. A trajetória metamórfica do actinolita anfibolito revela descompressão isotermal (com pico metamórfico em 2,7 kbar e 430 °C e equilíbrio retrometamórfico a 1,2 kbar e 425 °C), associada à sua exumação e/ou à colocação de corpos de leucogranito, enquanto o diopsídio anfibolito foi submetido a metamorfismo sob fácies anfibolito em nível crustal intermediário e ambiente de crosta relativamente fria (5 kbar; 540 oC). Esses dados denunciam a exposição de uma crosta arqueana relativamente profunda,entre 9 e 16 Km, na região de Água Azul do Norte.

A Formação Solimões compreende os estratos neógenos da Bacia do Solimões, os quais tem um amplo registro fossilífero. Os estudos realizados sobre a fauna fossilífera desta unidade fornecem importantes informações sobre a evolução dos paleoambientes e do sistema hidrográfico da Amazônia Ocidental durante o Neógeno. Os moluscos fósseis da Amazônia Ocidental vêm sendo estudados desde o século XIX e têm se mostrado uma importante ferramenta bioestratigráfica e para interpretações paleoambientais. Porém, grande parte desses estudos foram realizados com amostras provenientes de afloramentos, restringindo o intervalo de tempo estudado à uma porção limitada da unidade como um todo. A partir da década de 70, a exploração de carvão e gás natural na Amazônia Ocidental permitiu estudos em intervalos estratigráficos mais abrangentes através de testemunhos de sondagem. No presente estudo foi feita a análise de 93 amostras do testemunho 1AS-31-AM, com 302,05 metros de profundidade, localizado às margens do Rio Ituí, no Estado do Amazonas. Sete das amostras estudadas apresentaram gastrópodes em grande quantidade e diversidade  de gêneros, estando Dyris e Tryonia entre os mais abundantes, sendo estes, foco do presente estudo. Eventos evolutivos como radiações e extinções foram observados nestes gêneros. Espécies do gênero Dyris nunca antes registradas na Amazônia brasileira, embora já registradas para a Amazônica Ocidental no Peru e Colômbia, tiveram sua distribuição paleobiogeográfica ampliada. A presença de espécies guias tais como Dyris megacarinatus, Dyris romeroi, Dyris renemai, Dyris ariei, Dyris microbispiralis e Tryonia scalarioides scalarioides permitiu datar o intervalo entre 170,80 m e 175,00 m, onde ocorre a maior concentração dos gastrópodes, em Mioceno Médio a Superior (Serravaliano ao Tortoniano) e correlacioná-lo com as biozonas de moluscos (MZ7 a MZ12), palinomorfos (Crassoretitriletes e Grimsdalea) e ostracodes (Cyprideis caraione, Cyprideis minipunctata, Cyprideis obliquosulcata e Cyprideis cyrtoma) estabelecidas em trabalhos anteriores. Com base na associação de gêneros de água doce e água salobra a salgada interpreta-se a área de estudo como um ambiente compatível com um sistema de lagos próximos a lagunas.

The characterization of geological features through products derived from remote sensing in humid tropical regions suffers severe restrictions due to the influence of vegetation on the radiometric measurements. This is the motivation to investigate new methodological approaches aimed at extracting remote sensing information data applied to geologicalmapping. This research aimed to develop a methodological approach to discriminate types of lateritic surfaces from textural parameters of the Haralick extracted shaded relief image generated Digital Model Land of high spatial resolution (1 m) derived from the last return signal (ground) of LiDAR data. The study area is located in body S11CD in Serra Sul of Carajás Mineral Province, including the city of Canãa dos Carajás (Pará State - Brazil). The body S11CD is characterized by a residual relief supported by ferruginous crust thick developed on Archean banded iron formations (Carajás Formation / Grão Pará Group) and is covered by savannah (campus rupestres) that contrast with the surroundings tropical rain forest. The lateritic crust in the study area is classified into (1) structural duricrust and (2) detrital duricrust. The difference between the types of lateritic crust was analyzed by microtopography relief metrics (Hrms), measured in the field and textural parameters of the Haralick extracted from the shaded relief image. Statistical tests of averages Hrms comparison (Student t test) showed that it is possible to identify the terrain microrugosidade kinds of lateritic duricrust present in S11CD. The object-oriented classification (GEOBIA) was used dissimilarity textural parameter of the Haralick to discriminate the types of lateritic duricrust. For this, it was used the standard deviation of the average dissimilarity threshold for separating the detrital duricrust (26.1 ↔ 33.234) and structure duricrust (20.573 ↔ 28.515). The result of this classification overlaid around 89.35% the study area, remaining ~ 11% of the image not classified, possibly as a result of noise in the LiDAR data. The validation of this classification attested that the overall accuracy of field data and the classification was 78.8%. Note also, that the structural duricrust occurs in the area as small "windows" through the detrital duricrust, which made it difficult to carry out field sampling at this site, so the errors of commission and of omission become high.

SiO2, de 0,4 a 1,0%. Nos três grupos de rocha foi observado um baixo conteúdo de ETR, sendo que da base para o topo do perfil intempérico é observado um aumento na quantidade desses elementos, de 6 para 18 ppm. A razão La/Eu varia de 1,3 a 2,2 ppm no Jaspilito Não Alterado, de 0,2 a 1,6 ppm no Jaspilito Alterado e de 0,1 a 0,8 ppm no Minério de Ferro. Essa diminuição no minério de ferro pode ocorrer devido ao comportamento menos móvel dos ETRP em relação aos ETRL nos estágios mais avançados de intemperismo. A anomalia positiva de Eu (Eu/Eu* > 1), típica das BIF’s foi observada em todas as amostras dos diferentes grupos de alteração. As análises isotópicas de Pb no Jaspilito Não Alterado indicam razões 206Pb/204Pb, 207Pb/204Pb, 208Pb/204Pb variando de 15,247 a 26,111, de 15,292 a 16,300 e de 34,596 a 37,614 respectivamente. Os valores sugerem que essas rochas são pouco radiogênicas e possuem assinatura isotópica semelhante às rochas da crosta superior. No Jaspilito Alterado as razões isotópicas 206Pb/204Pb variam de 16,827 a 23,244, a 207Pb/204Pb de

15,635 a 16,279, e 208Pb/204Pb de 34,715 a 38,811. No Minério de Ferro as razões 206Pb/204Pb

variam de 15,702 a 22,845, 207Pb/204Pb de 15,369 a 16,221, e 208Pb/204Pb de 35,169 a 38,467.

Portanto, não foram observadas mudanças na assinatura isotópica ao longo do perfil de alteração, que indicassem eventos metamórficos, reativações tectônicas ou percolação de fluidos hidrotermais que perturbassem o geocronômetro Pb-Pb e acrescentassem material (Pb) oriundo de outras fontes, entretanto os processos intempéricos podem ter ocasionado remobilização de Pb nas amostras, mostrado pela sua grande dispersão no diagrama toriogênico. Na gênese e evolução das cavernas, além dos processos químicos, o relevo tem papel fundamental, atuando em dois momentos distintos. Primeiramente, facilitando a infiltração e percolação de águas meteóricas, canalizando-as para porções subterrâneas do platô, ocasionando a dissolução da camada silicosa e a formação do minério de ferro, perda de volume da rocha, abatimento das camadas e concomitante formação de cavernas. Em um segundo momento estas cavernas são expostas pelos processos de denudação do relevo que propiciam o recuo das encostas. Portanto, a análise dos processos químicos com o auxílio da petrografia e geoquímica, mostraram que os processos de dissolução e lixiviação são os processos primários na formação das cavernas que atrelados aos processos erosivos propiciam sua evolução. A análise dos processos químicos indica origem comum (intempérica) tanto para as cavernas quanto para o minério de ferro, provavelmente contemporâneos.

A praia do Cajuúna está localizada no município de Soure (0°37' 41.971" S – 48° 28' 56.980"
W e 0° 38' 54.888" S – 48° 29' 6.867" W), na margem leste da ilha do Marajó no estado do Pará. Esta
praia é recortada por canais de marés (um no meio e os dois nas extremidades), e é influenciada por
parâmetros meteorológicos (ventos, chuvas, tempestades), hidrológicos (descarga hídrica e sólida do
estuário do rio Pará) e hidrodinâmicos (ondas, correntes de maré). O objetivo desta dissertação é de
identificar a morfodinâmica da praia estuarina do Cajuúna através de análises sazonais, podendo
esclarecer questionamentos sobre quais feições morfológicas são características durante os períodos
chuvoso e menos chuvoso; quais as variações texturais dos sedimentos; qual a maior forçante desta
variação no transporte e distribuição dos sedimentos e com que intensidade e direção preferencial estes
são transportados. Foram realizadas duas campanhas de campo: durante os períodos chuvoso de maré
equinocial (01/04/2014) e menos chuvoso (23/11/2014). A praia se estende por 4 km, sua largura varia
de 100 a 489 m, onde foram aplicados 7 perfis topográficos com equidistância de 300 m. A praia foi
dividida em 3 setores: perfis A e B - setor 1, perfis C, D e E - setor 2, perfis F e G - setor 3. As
amostras de sedimentos foram coletadas a partir de: (1) medição pontual do transporte longitudinal na
zona de surfe (armadilhas) e (2) ao longo de perfís topográficos, adotando a zonação morfológica
(Souza Filho et al., 2003). Ainda, dados de ondas e correntes adquiridos na zona de surfe. As amostras
de sedimentos foram submetidas ás análises e classificadas de acordo com o método de Folk e Ward
(1957), Diagramas de Shepard (1954) e de Pejrup (1988). Além destes foram produzidos os
parâmetros morfométricos: Variação de volume sedimentar (Vv), Declividade da face praial (β),
Largura da praia (Yb), Coeficiente de variação da linha de costa (CVYb), Velocidade de decantação
das partículas sedimentares (Ws), Estado morfodinâmico praial (Ω) de Dean (1973) e a variação
relativa da maré (RTR - Relative Tide Range) de Davies e Hayes (1984), sugerido por Masselink e
Short (1993). Os resultados mostram que a praia do Cajuúna é composta por sedimentos que variam
de areia fina (< 2 a 3 Φ) a muito fina (< 3 a 4 Φ), com bom grau de selecionamento (0,35 a 0,50 Φ) de
muito bem selecionado (< 0,35 Φ) a moderadamente selecionado (0,50 a 1,00 Φ) no período menos
chuvoso. A assimetria se manteve aproximadamente simétrica tendendo a valores positivos (0,10 a
0,30 Φ), muito positivos (0,30 a 1,00 Φ) e negativos (-0,30 a -0,10 Φ) e a curtose predominante nos
dois períodos foi a leptocúrtica (1,11 a 1,50 Φ), variando para muito leptocúrtica (1,50 a 3,00 Φ),
mesocúrtica (0,90 a 1,11 Φ) e platicúrtica (0,67 a 0,90 Φ). Esta praia apresentou balanço positivo no
volume sedimentar do período chuvoso (menor volume 134 m³/m e maior volume 955 m³/m) para o
menos chuvoso (menor volume 74 m³/m e maior volume 1.567 m³/m), sendo crescente, havendo
exceção no setor 2 onde ocorre o decréscimo no volume sedimentar (de 136 m³/m no período chuvoso
para 74 m³/m no menos chuvoso). A praia do Cajuúna se mantém mais larga no período chuvoso; o
coeficiente de variação da linha de costa também foi maior neste período; entretanto os setores 1 e 3
foram mais largos no período menos chuvoso (áreas abrigadas). Esta praia teve baixa declividade (<
2,0°) nos dois períodos, relacionada com a presença de sedimentos finos. Prevaleceu o estado
morfodinâmico (Ω) intermediário nos dois períodos; Terraço de Baixa Mar (TBM) no período
chuvoso e variação entre Terraço de Baixa Mar e Banco de Praia de Cúspide (BPC) no período menos
chuvoso. O RTR classificou a praia como intermediária nos períodos menos chuvoso e chuvoso, com
interação onda-maré (RTR < 7), ocorrendo variação no período menos chuvoso, uma classificação
refletiva, dominada por onda, com RTR < 3. Na zona de surfe, a fração de areia fina (< 3 a 4 Ф) foi
dominante nos períodos chuvoso (máximo de 74,27 g) e menos chuvoso (máximo de 562,61) durante
as marés vazantes no setor 2; a fração silte se manteve alta (100g), chegando a ultrapassar a fração
dominante no período menos chuvoso; e a argila teve a menor quantidade nos dois períodos (mínimo
de 0,27g e máximo de 23,48g). O ângulo de incidência das ondas variou de NW (período chuvoso)
para NE (período menos chuvoso). A maior altura de ondas foi registrada durante a maré vazante nos
dois períodos (1,074 m no período chuvoso e 2,94 m no menos chuvoso). A velocidade dos ventos foi
mais intensa durante a enchente no período chuvoso (8,4 m/s), e na vazante no menos chuvoso (10,3
m/s). A intensidade das correntes de maré foi maior durante a enchente nos períodos chuvoso (0,73
m/s) e menos chuvoso (0,35 m/s). Várias feições como cristas e calhas, paleomangue, dunas, esporão
arenoso e canais ocorrem na praia do Cajuúna, são formadas e/ou modificadas sazonalmente pelas
forçantes meteorológicas, hidrológicas e hidrodinâmicas. A compreensão da morfodinâmica da praia
do Cajuúna é importante, tendo em vista a sua localização estratégica, acima das praias da região leste
da ilha do Marajó, sofre influencia direta da foz do rio Pará e faz parte de uma Área de Proteção
Ambiental (APA). Apesar da implementação de um Plano de Gerenciamento Costeiro (GERCO / PA),
em alguns trechos da região Nordeste do Pará; até hoje, a Ilha do Marajó não apresenta uma
metodologia bem definida para o prognóstico e monitoramento da erosão costeira. Diante disto, é
necessário determinar como o aumento do nível do mar está afetando a margem Leste da Ilha do
Marajó. Este estudo faz contribuição a Organização do Tratado de Cooperação Amazônica (OTCA),
no projeto “Adaptation to Sea Level Rise in the Amazon Delta” que objetiva a avaliação das
consequências do aumento do nível do mar causados pela mudança climática global sobre os entornos
da ilha do Marajó (margens Leste e Norte).
Palavras–chave: Morfodinâmica. Transporte de sedimentos. Ilha do Marajó. Praia de Cajuúna.

O Permo-Triássico foi marcado pelo maior evento de extinção em massa da história
geológica da Terra, com a perda de 90-95% das espécies marinhas e terrestres, estando
relacionado a mudanças paleogeográficas e paleoclimáticas, em parte atribuídas a eventos
catastróficos. No final do Permiano, condições áridas prevaleceram em todo o globo como
consequência da queda eustática do nível do mar, do desaparecimento das áreas glaciais e da
multiplicação de bacias fechadas. Estas condições somadas à intensa continentalização do
Pangea propiciaram a desertificação do supercontinente com o desenvolvimento de extensos
desertos e complexos de sabkha. Os registros desses eventos no norte do Brasil são
encontrados nas bacias intracratônicas, particularmente na Bacia do Parnaíba, representados
pela sucessão siliciclástica-evaporítica do Grupo Balsas, que inclui as formações Pedra de
Fogo, Motuca e Sambaíba. Sete associações de fácies foram reconhecidas: (1) Lacustre
dominado por planícies de lama, representado pela intercalação de pelitos cinza
esverdeados/avermelhados e arenitos finos com expressivo conteúdo de sílex; (2) Campo de
dunas marginal constituído por estratos cruzados de arenitos finos a médios; (3) Lagos de
playa perenes, consistindo dominantemente de pelitos vermelhos laminados com descontínuas
camadas de arenitos sigmoidais; (4) Planície de lama salina / Panela salina, representadas por
camadas de pelitos intercaladas a lentes de gipsita, calcário e marga; (5) Lençol de areia,
constituído por estratos planos lateralmente contínuos de arenitos finos a médios com
laminação convoluta, falhas/microfalhas sinsedimentares e estruturas de adesão; (6) Campo
de dunas, formado por arenitos finos a médios com estratificações cruzadas de grande porte; e
(7) Planície vulcânica, consistindo de basaltos e arenitos intercalados. Durante o Permiano
Médio, amplas planícies marcadas pela alternância de fases lacustres rasas a profundas e
planícies de lama em sabkhas continentais (AF1) se estendiam na zona tropical das porções
oeste e central do Pangea. Esta ciclicidade refletia a sazonalidade de fases úmidas e secas,
condicionadas por variações no nível freático, baixa taxa de subsidência e limitado espaço de
acomodação. As fases secas mais prolongadas eram caracterizadas pelo avanço dos campos
de dunas marginais (AF2) e o estabelecimento de amplas planícies de lama secas. O contínuo
processo de amalgamação do Pangea durante o Permiano Superior propiciou o soerguimento
das regiões equatoriais e centrais do supercontinente, ocasionando a retração dos mares
epicontinentais, o surgimento de extensas bacias fechadas (AF3) e a formação de lagos
salinos efêmeros extremamente ácidos, planícies de lama salinas e panelas salinas (AF4).
Petrograficamente, os evaporitos das panelas salinas exibem feições de precipitação primária
ix
a eodiagenética de gipsita e anidrita, posteriormente afetados por processos telodiagenéticos.
A extrema aridez favoreceu a retração destes grandes lagos e a implantação definitiva de um
Erg triássico. Lençóis de areia ocorriam na porção marginal do Erg, contendo lagoas efêmeras
e abundantes regiões úmidas (AF5). Extensos campos de dunas avançavam conforme
aumentava a disponibilidade de sedimentos, enquanto superfícies de deflação eram formadas
pela supressão parcial do suprimento sedimentar (AF6). A supressão total de sedimentos para
o Erg no Triássico Superior proporcionou uma deflação extrema e regional que ocasionou na
formação de uma superfície extremamente plana que assentou rochas vulcânicas eojurássicas
(AF7). A análise deformacional da sucessão estudada identificou pelo menos três diferentes
níveis de deformação sinsedimentar: (I) feições híbridas rúptil-dúuctil na zona de contato
entre as formações Motuca e Sambaíba; (II) dobras e convoluções de médio porte na porção
intermediária dos estratos eólicos da Formação Sambaíba; (III) injetitos nos arenitos
intertraps da Formação Mosquito. Estes três níveis de camadas deformadas são separados por
intervalos de estratos não deformados ou ligeiramente deformados, podendo mostrar
lateralmente um aumento gradual da intensidade da deformação. O nível de deformação I
ocorre na zona de contato entre as formações Motuca e Sambaíba e é representado por um
conjunto de feições híbridas (rúptil-dúctil). A continuidade lateral deste intervalo por centenas
de quilômetros, somada ao aumento do grau de deformação na região de Riachão e a
concentração anômala de elementos traços (Cr, Co, Cu, Mn, Au, Pd e Pt), são compatíveis
com abalos sísmicos de alta magnitude, provavelmente induzidos por impacto meteorítico
(astroblema de Riachão). O nível de deformação II é formado por um conjunto de dobras
desarmônicas na parte intermediária da Formação Sambaíba. Originou-se por processos
autocíclicos relacionados a deformação hidroplástica de sedimentos pela migração e
sobrepeso de dunas/draas. O terceiro intervalo consiste em diques de arenito nas rochas
vulcânicas eojurássicas da Formação Mosquito. Estes diques foram formados pela injeção
hidráulica de areia durante o aumento de gradiente térmico induzido pelo magmatismo básico
durante a fase pré-rifte do Pangea Ocidental.
Palavras-chave: Sistema desértico. Evaporitos. Permo-Triássico. Bacia do Parnaíba. Pangea
Ocidental.

Na região de Paragominas, bem como, em toda região norte do Brasil os depósitos de bauxita
gibbsíticas comumente apresentam quantidade elevada de caulinita. O processamento destas
bauxitas (conhecidas como bauxitas com alta sílica reativa - BASR) tornou-se um desafio,
pois, nas condições convencionais do processo Bayer, a caulinita é lixiviada,
indesejavelmente, pela solução de NaOH e em seguida precipita-se na forma de sodalita. A
formação dessa fase acarreta um aumento significativo nos custos do processo, tanto pelo
aumento do tempo de processamento quanto pela perda irreversível de NaOH que é roubado
do sistema na formação da sodalita a qual é descartada na lama vermelha. Diante desse
problema minero-metalúrgico, este trabalho teve como objetivo investigar a cristaloquímica
da sodalita formada em condições convencionais do processo Bayer para que a partir desses
resultados, estudos no sentido de reduzir estas perdas do processo e viabilizar o
processamento das BARS possam ser desenvolvidos futuramente. Os materiais de estudo
desse trabalho foram gangas cauliníticas de 4 litologias de um poço de pesquisa na mina
Miltônia 3 (BN, BNC, BC e BCBA), bem como um caulim produto da IMERYS S.A.. As
digestões foram realizadas em autoclaves de aço inoxidável revestidas internamente com
Teflon, utilizando em 1 g de material sólido, 25 mL de NaOH e temperatura de 150ºC em
estufa. A concentração da solução NaOH e o tempo de reação variaram de 2,5 à 5,0 M e 60 à
420 min, respectivamente. Os materiais foram caracterizados por DRX, ATD/TG, FTIR,
MEV e ICP-OES. Os resultados dos materiais de partida revelaram que a amostra de caulim é
constituída essencialmente por caulinita, e a mesma apresenta alto grau de ordenamento
estrutural. Todas as gangas cauliníticas apresentaram os mesmos minerais: gibbsita, caulinita,
hematita, goethita e anatásio. A partir da observação dos difratogramas e das curvas de ATD
pode-se observar que as amostras BN e BNC são mais reativas que as demais, possivelmente
devido a um menor grau de ordenamento estrutural e tamanho das partículas. A partir dos
resultados dos experimentos com o caulim foi possível observar que são formadas não só uma
sodalita, mas duas que coexistem praticamente ao longo de todo o processo tendendo a um
equilíbrio. Estas duas fases se diferenciam pela quantidade e pelo comportamento das
moléculas de NaOH e H2O que ocupam a cavidade da estrutura. Os resultados dos
refinamentos mostraram que estas eram: sodalita básica com parâmetro de cela unitária (ao)
~8,96 Å, predominante nos estágios iniciais da transformação e hidrosodalita com ao ~8,85 Å,
dominante nos estágios secundários (principalmente no tempo de 180 min). Os resultados de
DRX do material obtido nos experimentos a partir das gangas cauliníticas mostraram que em
60 min não há conversão completa da caulinita em sodalita, e que o padrão difratométrico da
sodalita formada a partir das amostras BNC e BN apresentam picos mais intensos e bem
definidos que os de BC e BCBA, confirmando a hipótese de que as caulinitas presente em BN
e BNC são mais reativas. O aumento do tempo de reação e concentração de NaOH
possibilitou um sutil aumento do ordenamento estrutural da sodalita. Observou-se que em
praticamente todos os experimentos a única fase formada foi a sodalita básica. As únicas
amostras onde houve a formação da hidrosodalita foram as amostras de BCBA e BC em
maior tempo de reação e concentração de NaOH, mostrando assim que essa fase está
diretamente associada a um maior tempo de reação, bem como a concentração e
“cristalinidade” de caulinita disponível no meio reacional. Assim, durante a reação em tempos
e concentrações menores não é possível alcançar um equilíbrio e consequentemente há uma
constante alternância da fase predominante. Em tempos e concentrações maiores um
equilíbrio é virtualmente alcançado, de modo que não se observa mais picos de difração
separados. No entanto, não há significativo aumento do ordenamento estrutural inclusive para
tempos extremos de 3 dias de digestão. Os experimentos com cloreto de amônio mostraram
que este meio permite a formação de fases mais cristalinas que todas as outras obtidas neste
trabalho. No entanto, não resultaram em uma diminuição do consumo de sódio.

Palavras-chave: Sodalita. Caulinita. Bauxita. Processo Bayer.

Um dos mais expressivos registros dos mares devonianos do Oeste do Gondwana é
representado pelos folhelhos e arenitos da Formação Pimenteiras, exposta na Bacia do
Parnaíba, Região Nordeste do Brasil. Esta formação tem sido interpretada como depósitos de
plataforma influenciada por tempestades representativos da fase transgressiva ocorrida entre o
Mesodevoniano e o Neodevoniano. A análise de fácies e estratigráfica da Formação
Pimenteiras, em excelentes exposições nas regiões de Valença do Piauí e Pimenteiras, Estado
do Piauí, corroborou a interpretação prévia desta unidade, bem como proporcionou a
identificação de sua diversidade e abundância icnofossilífera para a determinação de
parâmetros paleoambientais, tais como taxa de sedimentação, oxigenação e batimetria. Duas
associações de fácies foram individualizadas para a Formação Pimenteiras: 1)
offshore/shoreface, caracterizada por arenitos com estratificação cruzada hummocky,
intercalado com arenitos com laminação ondulada, acamamento maciço e folhelhos
configurando um padrão tipo pinch-and-swell; e 2) offshore superior, caracterizada por
camadas de espessuras métricas e lateralmente contínuas por dezenas de metros de folhelhos,
com intercalação de arenitos com estratificação cruzada hummocky. A icnologia sistemática
da Formação Pimenteiras permitiu a identificação de 15 icnogêneros tais como, Agrichnium,
Bergaueria, Bifungites, Circulichnis, Cruziana, Diplichnites, Helminthopsis, Lockeia,
Lophoctenium, Palaeophycus, Phycosiphon, Planolites, Protopaleodictyon, Rusophycus e
Zoophycos. Os icnogêneros Agrichnium e Circulichnis são descritos pela primeira vez na
Formação Pimenteiras. Níveis de bioturbação distintos ocorrem restritos aos arenitos, com
índices de icnofábrica (ii) 3, variando entre 15% e 25%. Estes valores médios de ii sugerem
níveis de oxigenação típicos de ambientes aeróbicos, ou a zona de interface água-sedimento
com razoáveis níveis de oxigenação. Estes níveis de bioturbação são geralmente limitados por
folhelhos com pouca (ii = 2) ou nenhuma bioturbação (ii = 1), o que sugere um ambiente
anaeróbico próximo ao substrato. A Formação Pimenteiras inclui as seguintes icnofácies
representativas da transição offshore/shoreface: Skolithos, representativa de ambiente de alta
energia dominado por ondas; e Cruziana, relacionado a zona litorânea e ambiente marinho
raso a profundo. A predominância de espécimes da icnofácie Cruziana e com subordinada
ocorrência de espécimes da icnofácies Skolithos nos depósitos estudados sugerem uma relação
entre uma ocupação do substrato permanente pontuada pela exploração episódica de
indivíduos colonizadores, após eventos de tempestades. Os estudos de fácies em combinação
com a análise icnológica da Formação Pimenteiras forneceram importantes parâmetros para o
vii
entendimento da dinâmica sedimentar e a ocupação do substrato por organismos bentônicos
durante o estabelecimento dos mares epicontinentais devonianos no oeste Gondwana.

A região compreendida entre os rios Gurupi e Itapirucu compreende uma área
relativamente grande no nordeste do Pará e noroeste do Maranhão que expõe suítes granitoides
e sequências metavulcanossedimentares do Paleoproterozoico que fazem parte do Fragmento
Cratônico São Luís que é bordejado pelo Cinturão Gurupi, do Neoproterozoico, constituído por
gnaisses, granitoides e rochas metassedimentares. Nas exposições mais a leste dessa unidade
geotectônica, distando cerca de 70 km ao sul da cidade de São Luís, aflora outra porção do
núcleo cratônico representado pela Suíte Intrusiva Rosário (SIR), alvo deste trabalho, que
envolveu estudos petrográficos, litoquímicos e geocronológicos com o objetivo de compreender
a evolução crustal das rochas dessa suíte granitoide. A SIR constitui um conjunto de múltiplos
plútons de composição tonalítica, granodiorítica e granítica, que apresentam transformações
texturais, estruturais e mineralógicas parciais relacionadas à deformação ao longo de zonas de
cisalhamento transcorrentes. Expostos em janelas tectônicas e erosivas; os granitoides
estudados ocorrem em forma de plútons com excelente exposição em pedreiras de brita ou nos
vales e margens de rios, e três principais litotipos da suíte foram mapeados neste trabalho:
metaquartzo dioritos, metatonalitos com variações melatonalíticas e metagranodioritos, em que
se acham preservadas textura ígnea do tipo granular hipidiomórfica, apresentando leves efeitos
deformacionais com superposição de feições miloníticas. Os granitoides são constituídos
essencialmente por plagioclásio, quartzo, microclínio, hornblenda, titanita, em menor
quantidade biotita, e acessoriamente zircão, apatita, e minerais opacos. As fases mineralógicas
secundárias são evidenciadas pela alteração do plagioclásio para sericita, epidoto e carbonato;
hornblenda e biotita para clorita, e tremolita-actinolita como produto da alteração da
hornblenda. As rochas são classificadas como metaplutônicas por apresentarem transformações
metamórficas por influência da deformação e neoformação de minerais em zonas de
cisalhamento com metamorfismo atingindo condições da fácies xisto verde (metamorfismo de
cisalhamento). As características geoquímicas dos granitoides, em geral apresentam teores de
SiO2 que variam entre 49 e 78%, K2O entre 0,16 e 3%, MgO de 0,13 a 8%, CaO de 1 a 8%,
TiO2 de 0,3 a 0,7%, e Na2O de 1 a 6%. Razões K2O/N2O são geralmente inferiores a 1, ou
apresentam valores iguais ou próximos de 1. O índice de Shand de saturação em caracteriza
esses granitoides como rochas metaluminosas. Nos diagramas de classificação geoquímica as
rochas situam-se principalmente nos campos de diorito, tonalito, granodiorito e granito,
coincidindo com os dados petrográficos, permitindo enquadrá-los na série cálcico-alcalina. Os
elementos traços apresentam anomalias negativas de Rb e Nb, com padrão de distribuição dos
ix
elementos terras raras (ETR) enriquecido nos ETR leves em relação aos pesados com razão
[(La/Yb)N = 3 a 25], indicando um acentuado fracionamento, além de incipientes anomalias
negativas ou positivas de Eu (Eu/Eu* = 0,82 a 1,1). As análises dos dados geoquímicos
permitem interpretar o conjunto de granitoides como de afinidade cálcio-alcalina do tipo-I
relacionados a ambiente de arco magmático com. Datações pelo método U-Pb em zircão,
forneceram valores de 2170,6±4 Ma, 2173,8±7,7 Ma, 2178,6±7,4 Ma, 2145±13 Ma e
2158,2±7,8 Ma que representam a idade de colocação desses granitoides da Suíte Intrusiva
Rosário no Paleoproterozoico (Riaciano). Os dados isotópicos Sm-Nd forneceram idades
modelo (TDM) de 2,24 a 2,37 Ga com valores de eNd +1,0 a +2,5 (t = 2,17Ga). No diagrama eNd
vs. tempo, todas as amostras se posicionam no campo correspondente à Crosta
paleoproterozoica do Fragmento Cratônico São Luís, indicando fonte dominantemente crustal
de idade Riaciano para os magmas parentais. Comparativamente, são rochas que se assemelham
geoquímica e geocronologicamente com outros corpos granitoides reconhecidos no Fragmento
Cratônico São Luís, a exemplo da Suíte Intrusiva Tromaí. Apesar das rochas da SIR apresentar
peculiaridades petrográficas distintas, os granitoides da Suíte Tromaí situam-se nos mesmos
campos e características geoquímicas de afinidade cálcio-alcalina, metaluminosas, granitoides
do tipo-I, de arco magmático correspondentes com zonas de subducção. Relacionando os dados
obtidos neste estudo com as informações geológicas e geocronológicas disponíveis na literatura
e analisando suas distribuições cartográficas, pode-se afirmar que a extensão desse
magmatismo ultrapassaria de 1.000 km, caracterizando extensos batólitos tonalíticogranodioríticos
de idade paleoproterozoica, indicando assim, um importante evento de
formação de crosta continental nesse domínio, através de intenso plutonismo ligado ao evento
Transamazônico/Eburneano. No Cráton Oeste Africano, um quadro geológico similar é
interpretado como o resultado da colisão e amalgamação de vários arcos magmáticos a terrenos
arqueanos, durante o evento Eburneano (Transamazônico), reafirmando a ligação do Fragmento
Cratônico São Luís e Oeste Africano no Gondwana Ocidental, e assim fazendo parte de uma
mesma unidade pré-deriva continental. Os fenômenos geológicos acontecidos nessa região
brasileira podem então ser comparados àqueles que levaram à formação dos terrenos
Birrimianos na África Ocidental.

A datação U-Pb via LA-ICPMS de zircão detrítico do Grupo Canindé permitiu estabelecer uma relação direta entre as idades destes minerais nos arenitos da borda leste da Bacia do Parnaíba e as diversificadas rochas remanescentes em terrenos-fonte longínquos e/ou proximais, revelando-se uma ferramenta investigativa indispensável em proveniência sedimentar. As rochas estudadas representam uma sucessão siliciclástica composta por diamictitos, brechas intraformacionais, arenitos finos a grossos e arenitos finos a muito finos, interdigitando-se com pelitos e argilitos. Sete associações de fácies foram definidas: a) A unidade basal corresponde aos depósitos de offshore-shoreface inferior (Af1) da Formação Pimenteiras; b) gradativamente em direção a oeste, afloram rochas da Formação Cabeças, com depósitos subglaciais (Af2) intercalados, e em caráter erosivo, ao depósito de frente deltaica distal (Af3). A norte exibem características mais proximais destacada pelas amplas espessuras dos lobos sigmoidais (Af4); c) A faixa de exposição da Formação Longá é mais restrita, caracterizado por depósitos de shoreface inferior (Af5); e d) A unidade de topo, representada pela Formação Poti, apresenta a noroeste depósitos com características marinhas shoreface-offshore (Af6) e mais continentais a sudoeste, com depósitos de barras de canais (Af7). A identificação dos parâmetros internos por imageamento CL de 318 (n) grãos desta sequência revelaram quatro populações principais: a) grãos com zoneamento concêntrico (Zr1); b) grãos homogêneos (Zr2); c) grãos com zoneamento convoluto ou com bordas recristalizadas (Zr3); e d) grãos metamíticos, fraturados ou com bordas exsolvidas (Zr4). Sendo estes, agrupados em 3 tipologias: a) Grupo 1- grãos magmáticos; b) Grupo 2- grãos metamórficos; e c) Grupo 3- grãos metamíticos. As idades U-Pb foram reproduzidas em diagramas de distribuição de densidade (probabilidade relativa e cumulativa) e as porcentagens discriminadas em gráficos de setores, demonstraram clara distribuição heterogênea, com fontes Paleoproterozóicas (sobretudo Orosirianas), predominantes sobre as fontes Mesoarqueanas e Mesoproterozóicas, diferenciando-se quanto aos contingentes Neoproterozóicos (principalmente Tonianos) e Cambrianos. A partir do teste K-S obteve-se uma pronunciada similaridade entre fontes das Formações Cabeças e Longá (p=0.385) e total diferenciação (p=0) dos padrões específicos de proveniência das formações Pimenteiras e Poti. As medidas de paleocorrentes identificadas sob a área pesquisada, tanto em arenitos fluvias quanto em sigmoides unimodais deltaicos, demonstram que durante a deposição do Grupo Canindé, as áreas-fontes situavam-se na borda sul-sudeste, referentes tanto a Província Borborema (PB) quanto ao Cráton São Francisco (CSF) e suas faixas brasilianas circunvizinhas (Brasília e Rio Preto), destacando-se a atuação como aporte sedimentar da porção leste da Bacia do Parnaíba, principalmente provindos da porção Norte do CSF, respectivo ao bloco Sobradinho, e as subprovíncias Central e Sul da PB, relativos ao terreno Alto Pajeú (Cariris Velhos stritu sensu) e a faixa Riacho do Pontal, com a oferta de suprimento inerente as essas regiões totalmente controlada pelas incursões marinhas (transgressões e regressões) do mesodevoniano ao eocarbonifero.

Palavras-chave: U-Pb geocronologia. Proveniência. Zircões detríticos. Bacia do Parnaíba. Grupo Canindé.

O Domínio Tapajós, localizado no escudo Brasil Central (porção sul do Cráton Amazônico), faz parte da Província Tapajós-Parima (ou Ventuari-Tapajós) que corresponde a um cinturão orogênico paleoproterozoico de orientação NW-SE que se estende do sudoeste do Pará até o sul da Venezuela. Alguns autores descrevem essa Província como tendo sido formada pelo desenvolvimento de duas orogenias distintas que incorporaram quatro arcos magmáticos seguidos de um magmatismo alcalino pós-orogênico. Esse magmatismo pós-orogênico Orosiriano, ocorrido por volta de 1880 Ma, é representado pela Suíte Intrusiva Maloquinha (SIM) e pelo Grupo Iriri que ocorreu pós-datando a Orogenia Tropas que deu origem às rochas da Suíte Intrusiva Parauari (SIP). A SIM é composta por granitos alcalinos gerados em ambientes anorogênicos pós-colisionais e associam-se espacialmente às vulcânicas do Grupo Iriri. Essa Suíte é composta por corpos de feldspato alcalino granito, sienogranito e monzogranito leucocráticos com predomínio de ortoclásio pertítico e raro microclínio, e afloram como stocks e batólitos elípticos a circulares ao longo de lineamentos regionais de direção NW-SE no Domínio Tapajós. Vários corpos pertencentes a SIM já foram datados tanto pelo método de evaporação de Pb quanto por U-Pb em zircão e as idades obtidas ficaram entre 1882±4 e 1864±18 Ma. Na porção leste do Domínio Tapajós foi identificada uma assinatura de isótopos de Nd para os granitos dessa suíte que sugerem fontes paleoproterozoicas (TDM Nd de 2,28 a 2,23 Ga e εNd(t) de -0,72 a -2,45). Vários plútons da SIP foram datados pelo método de evaporação de Pb em zircão, e as idades encontradas ficaram entre 1891±3 e 1879±11 Ma, e sua assinatura isotópica de Nd são de εNd(t) -5,21 a -1,82 e TDM Nd de 2,43 a 2,32 Ga. Este trabalho foi realizado na porção leO Domínio Tapajós, localizado no escudo Brasil Central (porção sul do Cráton Amazônico), faz parte da Província Tapajós-Parima (ou Ventuari-Tapajós) que corresponde a um cinturão orogênico paleoproterozoico de orientação NW-SE que se estende do sudoeste do Pará até o sul da Venezuela. Alguns autores descrevem essa Província como tendo sido formada pelo desenvolvimento de duas orogenias distintas que incorporaram quatro arcos magmáticos seguidos de um magmatismo alcalino pós-orogênico. Esse magmatismo pós-orogênico Orosiriano, ocorrido por volta de 1880 Ma, é representado pela Suíte Intrusiva Maloquinha (SIM) e pelo Grupo Iriri que ocorreu pós-datando a Orogenia Tropas que deu origem às rochas da Suíte Intrusiva Parauari (SIP). A SIM é composta por granitos alcalinos gerados em ambientes anorogênicos pós-colisionais e associam-se espacialmente às vulcânicas do Grupo Iriri. Essa Suíte é composta por corpos de feldspato alcalino granito, sienogranito e monzogranito leucocráticos com predomínio de ortoclásio pertítico e raro microclínio, e afloram como stocks e batólitos elípticos a circulares ao longo de lineamentos regionais de direção NW-SE no Domínio Tapajós. Vários corpos pertencentes a SIM já foram datados tanto pelo método de evaporação de Pb quanto por U-Pb em zircão e as idades obtidas ficaram entre 1882±4 e 1864±18 Ma. Na porção leste do Domínio Tapajós foi identificada uma assinatura de isótopos de Nd para os granitos dessa suíte que sugerem fontes paleoproterozoicas (TDM Nd de 2,28 a 2,23 Ga e εNd(t) de -0,72 a -2,45). Vários plútons da SIP foram datados pelo método de evaporação de Pb em zircão, e as idades encontradas ficaram entre 1891±3 e 1879±11 Ma, e sua assinatura isotópica de Nd são de εNd(t) -5,21 a -1,82 e TDM Nd de 2,43 a 2,32 Ga. Este trabalho foi realizado na porção leste do Domínio Tapajós, nas folhas 1:100.000 SB.21-Z-A-II (São Domingos) e SB.21-Z-A-III (Jardim do Ouro), onde foram estudados cinco corpos graníticos (Igarapé Tabuleiro, Dalpaiz, Mamoal, Serra Alta e Igarapé Salustiano). O corpo Igarapé Salustiano apresentou uma afinidade calcioalcalina e natureza meta a peraluminosa de granitos tipo I sincolisionais, mostrando estreita relação com as rochas da Suíte Intrusiva Parauari desse Domínio. Os demais corpos puderam ser correlacionados a SIM que são basicamente representados por feldspato alcalino granitos, sienogranitos e monzogranitos hololeucocráticos. Essas rochas apresentam altos teores de SiO2 (>70 %), FeOt/(FeOt+MgO) (>0,80) e K2O/Na2O, baixos de CaO, Al2O3, MgO e Sr, e afinidade com granitos pós-colisionais, caráter álcali-cálcico a álcali e alto conteudos de ETR com anomalias negativas de Eu, próprias de granitos tipo A. Este trabalho, assim como outros realizados nas províncias Tapajós-Parima e Amazônia Central, identificou idade TDM Sm-Nd vii contraditória às idades atribuídas a essa província para compartimentação geocronológica entre elas.ste do Domínio Tapajós, nas folhas 1:100.000 SB.21-Z-A-II (São Domingos) e SB.21-Z-A-III (Jardim do Ouro), onde foram estudados cinco corpos graníticos (Igarapé Tabuleiro, Dalpaiz, Mamoal, Serra Alta e Igarapé Salustiano). O corpo Igarapé Salustiano apresentou uma afinidade calcioalcalina e natureza meta a peraluminosa de granitos tipo I sincolisionais, mostrando estreita relação com as rochas da Suíte Intrusiva Parauari desse Domínio. Os demais corpos puderam ser correlacionados a SIM que são basicamente representados por feldspato alcalino granitos, sienogranitos e monzogranitos hololeucocráticos. Essas rochas apresentam altos teores de SiO2 (>70 %), FeOt/(FeOt+MgO) (>0,80) e K2O/Na2O, baixos de CaO, Al2O3, MgO e Sr, e afinidade com granitos pós-colisionais, caráter álcali-cálcico a álcali e alto conteudos de ETR com anomalias negativas de Eu, próprias de granitos tipo A. Este trabalho, assim como outros realizados nas províncias Tapajós-Parima e Amazônia Central, identificou idade TDM Sm-Nd vii contraditória às idades atribuídas a essa província para compartimentação geocronológica entre elas.

Atualmente a caracterização mineralógica e controle do manganês e da sílica nas minas de minério de ferro de Carajás tornam-se indispensáveis. Pois concentrações elevadas de seus minerais foram encontradas, os quais são vistos como impurezas indesejáveis no minério, em especial da mina de N5W, com teores superiores a 65 % de Fe. O presente trabalho objetiva identificar esses minerais, o seu modo de ocorrência e relação com o minério de ferro na mina N5W, na tentativa de contribuir para minimização do seu impacto durante a operação de lavra do minério de ferro.

Os principais minerais de manganês identificados foram pirolusita, bixbyita, criptomelana, hollandita, ramsdellita e calcofanita, todos oxi-hidróxidos de Mn, exceto a braunita também identificada nesta mina, que é um silicato. Estes minerais geralmente estão alojados em veios e vênulas hidrotermais que interceptam o minério de ferro. Mas ocorrências, em menor proporção, entre as camadas de jaspilitos também são observadas, como aparente ligação com pequenas lentes. Aparentemente pelo menos dois modos de ocorrências foram individualizados na mina de N5W, cada um com mineralogia de Mn específica: zonas de falhas, brechas e veios com pirolusita, calcofanita, braunita e bixbyita, além de possíveis lentes com criptomelana e hollandita, provável ainda que tenha havido a formação intempérica desses minerais, representados por pirolusita e criptomelana. Quartzo, oxi-hidróxidos de Fe e de Mn são os principais constituintes dos veios preenchendo falhas e fraturas em N5W, com MnO atingindo teores de até 61,74 % nesses veios.

Sendo assim os minerais de Mn associado ao minério de ferro indicam ambiência sedimentar, hidrotermal e restritamente intempérica, quando esses minerais em parte foram alterados, as soluções mobilizadas e então como novas fases foram reprecipitados ao lado dos oxi-hidróxidos de Fe.

A associação geoquímica típica quando da presença de minerais de manganês é Mn-As-Cu-Zn-Ag-ETR com teores anômalos positivos, enquanto para a formação ferrífera Zr-Hf-Nb-Ta-Sc-Th como valores negativos. Os elementos terras raras encontram-se em concentrações elevadas na zona enriquecida em Mn, mas principalmente quando se trata de hollandita, quando se observa forte anomalia positiva de Ce. O minério de Fe apresenta como característica anomalia positiva de Eu.

A contaminação por SiO₂ está representada por boulders métricos de jaspilitos circundados por hematitas friáveis, em muitos casos, quando a lavra atinge a zona saprolítica grossa.

Portanto os contaminantes de Mn são de origem diversa, porém predominam por enquanto as ocorrências hidrotermais, intimamente associadas com o proto-minério de ferro. Os teores elevados de SiO₂ mostram que a lavra atingiu a base do perfil de alteração, incorporando parte dos proto-minérios.

Palavras-chave: Oxi-hidróxidos e silicato de manganês; sílica; contaminantes, Formação Carajás.

O perfil laterito-bauxítico de Rondon do Pará estudado faz parte da Província Bauxitífera de Paragominas, a mais importante do Brasil, que hospeda depósitos de classe mundial e de considerável valor econômico. Este consiste de uma sequência de seis horizontes (da base para o topo): argila bauxítica, bauxita maciça, crosta ferro-aluminosa maciça, crosta ferro-aluminosa desmantelada, esferolitos ferruginosos e ao topo a cobertura argilosa equivalente a argila de Belterra. As rochas do Grupo Itapecuru, cujos sedimentos são as prováveis fontes do perfil laterito-bauxítico consistem de siltito e argilitos intemperizados. A composição mineralógica das três unidades estudadas (rochas do Grupo Itapecuru, perfil laterito-bauxítico e cobertura argilosa) é similar, sendo constituídas por caulinita, quartzo, hematita, gibbsita e goethita. Como minerais acessórios anatásio e minerais pesados (zircão, turmalina, rutilo, estaurolita e opacos). As três unidades diferem principalmente pela variação de teores e pela ausência de gibbsita e goethita nas rochas do Grupo Itapecuru. A composição química das três unidades mostra que, Al2O3, SiO2, Fe2O3, TiO2 e PF, são os constituintes mais abundantes, relacionados com os principais minerais. Os conteúdos de elementos traços nas três unidades apresentam uma considerável heterogeneidade e somente V, Cr, Ga, Zr, Hf e Th estão acima da média crustal, todos estes se correlacionam bem com óxi-hidróxidos de ferro. Quando normalizadas aos condritos as três unidades divergem pela anomalia positiva de Ce nas rochas do Grupo Itapecuru, mas são similares na anomalia negativa de Eu, no empobrecimento dos ETRL e no enriquecimento dos ETRP. Os dados obtidos claramente apontam afinidades entre as três unidades, sugerindo que os sedimentos das rochas do Grupo Itapecuru são semelhantes aqueles da rocha mãe do perfil laterito-bauxítico, enquanto sua respectiva cobertura demonstra forte relação com as crostas e esferolitos. A estruturação do perfil laterito-bauxítico junto com os resultados mineralógicos e químicos permitem correlaciona-lo com os depósitos de Paragominas e Juruti.

O campo mineralizado do Cuiú-Cuiú está inserido próximo à porção central da Província
Aurífera do Tapajós, na porção centro-sul do Cráton Amazônico. Este campo é uma das áreas
garimpeiras mais antigas da província e possui várias ocorrências, alvos em exploração e
depósitos auríferos (Central, Raimundinha, Pau da Merenda, Guarim, Jerimum de Cima,
Jerimum de Baixo, Nhô, Moreira Gomes, Babi, e outros menos conhecidos). Como forma de
contribuir com o entendimento metalogenético do campo mineralizado do Cuiú-Cuiú em
geral, este trabalho enfocou os alvos Jerimum de Cima (mineralizado) e Babi (fracamente
mineralizado) e buscou: (1) definir a mineralogia sulfetada associada com a mineralização
aurífera e suas relações texturais com as rochas hospedeiras; (2) definir as características
físico-químicas dos fluidoshidrotermais/mineralizadores por meio de estudos petrofgráficos,
de inclusões fluidas e de isótopos estáveis (C, O, S), buscando identificar o que provocou a
alteração hidrotermal nesses alvos e que permitiram mineralização mais expressiva em
Jerimum de Cima (e outros alvos/depósitos do campo), o que ocorreu fracamente (não
econômica) no alvo Babi. O estudo petrográfico revelou rochas hospedeiras fortemente
alteradas por hidrotermalismo, muitas vezes obliterando as características primárias destas
rochas. Essa alteração é fissural e pervasiva seletiva (disseminada). No alvo Jerimum de Cima
foram identificados biotita-hornblenda tonalito, monzogranito e granodiorito, todos
hidrotermalizados, como rochas hospedeiras. No alvo Babi foram reconhecidos titanita
monzogranito, biotita monzogranito, biotita hornblenda tonalito hidrotermalizados, além de
monzogranito brechado. Sericitização, silicificação e sulfetação ocorrem intensamente no alvo
Jerimum de Cima, enquanto que cloritização e carbonatação ocorrem normalmente nos dois
alvos. Pirita, esfalerita, calcopirita e galena, em ordem decrescente de abundância, são os
sulfetos, com larga predominância de pirita. Inclusões fluidas (IF) aprisionadas em cristais de
quartzo ocorrem em pequenos grupos, isoladamente e em trilhas. Na ordem decrescente de
abundância, ocorrem três tipos: aquosas bifásicas (Tipo 1), aquocarbônicas (Tipo 2) e
carbônicas (Tipo 3). Os resultados das análises microtermométricas indicam para as IF
aquosas do alvo Jerimum de Cima Tht (Temperatura de Homogeneização Total) entre 105 a
387°C, e salinidade entre 0,0 a 18% em peso equivalente de NaCl; e nas aquocarbônicas o
valor do Tht está entre 144 e 448°C, a salinidade entre 1,0 e 7,8% em peso equivalente de
NaCl e a densidade global varia entre 0,6 e 1,0 g/cm3. No alvo Babi as IF aquosas foram os
únicos tipos detectados. A Tht dessas IF ocorreu entre 136 e 410°C e a salinidade está entre
0,7 e 13,2% em peso equivalente de NaCl. As IF aquocarbônicas são interpretadas como
viii
produto de imiscibilidade de fluidos (separação de fases). A ausência de CO2 no alvo Babi
pode ser explicada pelo aprisionamento do fluido em momento mais tardio da evolução do
sistema hidrotermal, após o consumo do CO2, e apenas a fase aquosa foi aprisionada. Estudos
de isótopos estáveis em minerais hidrotermais de veios e de zonas de alteração indicam
temperaturas de precipitação dos minerais entre 305 e 330°C e entre 108 e 205°C, o que está
de acordo com as Tht obtidas em inclusões fluidas e indicam mais de um estágio de
precipitação. Também sugerem fontes magmáticas e meteóricas para os fluidos, com possível
mistura. Os dados obtidos são compatíveis com depósito magmático-hidrotermal (relacionado
à intrusão), com mistura de fluido magmático e meteórico. A ausência de CO2 no alvo Babi
pode explicar a fraca mineralização nesse alvo.

No contexto geológico da Província Carajás, diques constituem um mecanismo importante para
o transporte de magma e representam o início de um rifteamento, ou, no mínimo, manifestações
de extensão crustal que permitiram colocar através da crosta quantidades expressivas de magma
granítico. Na área do município de Tucumã, sudeste do Estado Pará, são identificadas através
de imagens de sensores remotos, diversas estruturas retilíneas que podem atingir até 60 km de
extensão. O mapeamento geológico realizado nesta área revelou que tais estruturas
correspondem às diversas ocorrências de um conjunto de rochas hipoabissais (diques), que
seccionam o embasamento arqueano de orientação coincidente com a estruturação regional
NW-SE pré-existente. Foi possível a partir de dados petrográficos e geoquímicos, individualizar
tais rochas em três grupos: (i) tipos félsicos (SiO2 entre 69,1% e 78,5%), que são classificados
neste trabalho como riolitos pórfiros e são amplamente predominantes (70% dos corpos
identificados), sendo estes marcados pela presença de fenocristais de quartzo, k-feldspato e
plagioclásio imersos em uma matriz felsítica e afírica, e por vezes, pela ocorrência de textura
rapakivi; (ii) tipos intermediários (SiO2 entre 56,7% e 66,6%), que possuem ocorrência restrita,
representando cerca de 10% dos corpos estudados, e são classificados como dacitos e andesitos;
e (iii) tipos máficos (SiO2 entre 49,1% e 53,7%) são igualmente restritos e são formados por
basaltos e basalto andesitos, contendo plagioclásio, clino- e ortopiroxênios e mais restritamente
olivina, onde geralmente configuram uma textura ofítica. As relações de campo evidenciam
através de intensidades variáveis de enclaves máficos presentes nos riolitos, diversos níveis de
interação entre os magmas félsico e máfico. Neste sentido, a coexistência destes magmas é dada
pelas frequentes relações de magma mingling, onde fenocristais de quartzo e feldspatos são
frequentemente encontrados no interior destes enclaves. Tais processos resultariam em rochas
de composição híbrida e que estariam representadas neste trabalho por aquelas classificadas
como dacito (mistura heterogênea) e, em um estágio mais avançado de
contaminação/assimilação, o produto seria composições mais primitivas que a anterior, e
corresponderia aos andesitos descritos na área (mistura homogênea ou magma mixing). É
comum nestas variedades, frequentes texturas decorrentes de mistura de magma (desequilíbrio),
como aquelas provenientes da corrosão de fenocristais de quartzo (embaiamento). A datação
pelo método U-Pb em zircão em SHRIMP para os diques félsicos forneceu a idade de
1888±3.3Ma que é interpretada como idade de cristalização dos mesmos, e por extensão,
também considerada como a de formação daqueles de caráter máfico a intermediário. Os diques
félsicos são peraluminosos a levemente metaluminosos, devido principal-mente ao
viii
fracionamento de K-Feldspato e plagioclásio com uma contribuição menor de anfibólio.
Apresentam afinidades geoquímicas com os magmas formadores dos granitos do tipo A2,
ferrosos e reduzidos. Já os tipos máficos pertencem à série toleítica e apresentam um acentuado
fracionamento de piroxênio e plagioclásio. É possível notar um decréscimo nos teores de CaO,
FeOt, MgO, TiO2, Sr, Cr e P nas rochas máficas em direção aquelas de composição riolítica,
que são mais enriquecidas em sílica, ao passo que K2O/Na2O, Al2O3 e Na2O, Rb, Ba e Y
aumentam neste mesmo sentido. Nos riolitos, os padrões de ETR são caracterizados pelo
enriquecimento de ETRL em relação aos ERTP (altas razões La/Yb), e pela significativa
anomalia negativa de Eu. O mesmo comportamento é observado nas rochas intermediárias
(andesitos e dacitos), todavia, de uma maneira mais discreta. Já as rochas máficas apresentam
padrões de ETR mais horizontalizados (baixa razão La/Yb) com pouca ou nenhuma anomalia
de Eu. As diferenças significativas observadas nestas rochas, principalmente no que se refere
aos seus padrões de ETR e ao comportamento de Rb, Ba e Sr, sugerem que as mesmas não
estejam ligadas por um único processo evolutivo. Dados obtidos a partir da modelagem
geoquímica e de vetores de cristalização sugerem que a evolução dos diques máficos se deu
pelo fracionamento de piroxênio e plagioclásio, ao passo que o K-feldspato e biotita são as fases
fracionantes no magma félsico. Para a discussão dos processos de geração das rochas
intermediárias foi gerado um modelo de mistura binária simples onde os componentes
primários seriam os basaltos andesitos (iniciais) e riolitos (finais), onde ficou evidenciado que
através da mistura de 60% de magma riolítico com contaminação de 40% de líquidos basálticos,
originou-se o líquido dacítico. Já para a origem dos andesitos, seria necessária uma contribuição
maior de magma basáltico na mistura (em torno de 60%). Desta forma, estima-se que os diques
de composição andesítica são provavelmente gerados por uma mistura homogênea em baixas
profundidades da crosta continental (mixing), ao contrário dos dacitos que, provavelmente, são
geradas na crosta superior, a uma temperatura mais baixa, proporcionando assim um processo
de mistura menos eficiente (mingling). As afinidades observadas entre os diques félsicos
estudados e os granitos do tipo-A das regiões de Rio Maria e São Felix do Xingu, demonstram
que o magmatismo bimodal da área de Tucumã seja uma clara evidência de que o magmatismo
paleoproterozóico da Província Carajás teria sido formado a partir de processos envolvendo a
fusão do manto superior e underplating, associado à transtensão da crosta.

A borda noroeste do Gondwana, no período Neocarbonífero, foi influenciada por um grande evento transgressivo-regressivo, depositando sequências carbonáticas delgadas, desde Bacias Andinas até porções centro meridionais do paleocontinente, como os limites estratigráficos da Bacia do Parnaíba. O Membro Superior da Formação Piauí na Bacia do Parnaíba, estudado na região de José de Freitas, exibe depósitos carbonáticos ricamente fossilíferos sobrepostos por clinoformas progradantes, definindo a transição de um trato de sistema transgressivo para um trato de sistema de mar alto. A análise de fácies e estratigráfica desta sucessão permitiu a individualização de 17 fácies e microfácies sedimentares agrupadas em 4 associações de fácies (AF): A AF1 – Campo de Dunas / Interdunas - é sotopostas as demais AF e composta por arenitos finos à médios, com grãos bem selecionados e bem arredondados, apresentando estratificações plano-paralelas com alto grau de bioturbação, estratificações cruzadas tabulares e laminação cruzada cavalgante subcrítica transladante. A AF2 – Depósitos de mar raso - é composta por uma planície carbonática com camadas tabulares e contínuas de carbonatos maciços e peloidais fossilíferos intercalados com delgadas lentes de folhelho betuminoso. A AF3 – Frente Deltaica e AF4 – Prodelta, consistem em camadas pelíticas e arenitos finos a médios, arcosianos e quartzo-arenito, marcados por superfícies de exposição subaérea, com gretas de contração, cimentado por carbonatos, dispostos em camadas tabulares contínuas ou na forma de lobos sigmoidais, assim como estruturas de liquefação do tipo load cast e flame, e fluidificação do tipo rompimento de camadas, que deformam os estratos. Os dados faciológicos corroboram com a ideia de que o mar no Pensilvaniano retrogradou até a borda da Bacia do Parnaíba e posteriormente com a Orogenia Apalachiana (300 Ma) o alto do Rio Parnaíba arqueou e retrocedeu a incursão marinha, seguidos de um evento progradacional sobre os depósitos marinhos.

Palavras-chave: Bacia do Parnaíba; Formação Piauí; Carbonato; Pensilvaniano; análise de fácies.

Terra Preta de Índio (TPI) ou Terra Preta Arqueológica (TPA) são solos comumente
encontrados nos sítios arqueológicos da Amazônia, sua coloração escura e fertilidade
contrasta dos solos adjacentes, geralmente pobres em nutrientes. Sua formação é relacionada
ao descarte de matéria orgânica oriunda dos antigos aldeamentos indígenas, além da
ocorrência de artefatos líticos, carvões e diversos fragmentos cerâmicos de diferentes estilos e
tradições. Pesquisas realizadas no intuito de se avaliar a morfologia do conjunto cerâmico,
caracterizações químicas, mineralógicas e a avaliação da fertilidade dos sambaquis ainda são
escassas. Tais pesquisas podem contribuir para avançar no conhecimento sobre a formação da
TPA, sua fertilidade e ainda elucidar aspectos do modo de vida dos grupos humanos
pretéritos. Este trabalho objetivou avançar nesta problemática, ao analisar os fragmentos
cerâmicos e solos das camadas arqueoestratigráficas (definidos por atributos culturais e
naturais) de TPA provenientes do sambaqui Jacarequara, município de Barcarena, Estado do
Pará. As amostras foram submetidas a análises químicas e mineralógicas por ICP-MS, ICPOES,
DRX, MEV/EDS, microscopia óptica, avaliação dos parâmetros de fertilidade e análise
morfológica (aspectos técnico-estilísticos) da coleção cerâmica do sambaqui. Quanto aos
solos, os dados obtidos denunciam elevada fertilidade (V > 87 e SB >10), pH de leve a
fortemente básico (6,02-8,25), elevada concentração de P disponível (46,5-818,1 mg/dm3) e
soma de bases composta predominantemente por Ca e Mg, retratando a composição química
do material carbonático adicionado. Estes valores destacam-se nas camadas intermediárias 2,
3B e 3A com maior disponibilidade P e Ca, enquanto que estes valores diminuem
consideravelmente na base do perfil (camada 6). Os solos também são formados
predominantemente por SiO2, Al2O3, CaO, Fe2O3, K2O e MgO (85,37 %), refletindo a
mineralogia composta por quartzo, calcita, aragonita e caulinita. A concentração de P2O5 é
considerada alta (0,99%) porém menor quando comparadas com outros solos de TPA da
Amazônia, presente possivelmente em fase amorfa. Quando confrontados com a média
crustal, nota-se valores ligeiramente altos de SiO2, CaO, TiO2, P2O5 e MnO. Por sua vez, as
cerâmicas mostraram pH básico (7,04-8,00), altos valores de soma e saturação de bases (SB
>29,42; V > 94,7) atestando a alta fertilidade destas. O P disponível mostrou menores valores
na cerâmica que no solo (12-389,9 mg/dm3) revelando a contribuição dos FCs para a
fertilização do solo.
8
A composição química destas é formada predominantemente por SiO2, Al2O3, CaO, Fe2O3,
K2O, TiO2 P2O5 (75,33 %). Nos fragmentos cerâmicos a concentração total de P e Ca são
maiores que no solo (P 0,75 %; Ca 9 % médias) porém com concentrações de P menores
quando comparadas com outras cerâmicas da Amazônia, como do Baixo Amazonas.
Mineralogicamente as cerâmicas não diferem do solo, denotando uma origem local para a
fonte de matéria-prima. Estas são formadas por fases de quartzo, muscovita, calcita, aragonita,
anatásio, além de uma fase amorfa de metacaulinita, o que sugere uma queima superior a
550ºC. Não foram encontradas fases cristalinas relacionadas ao fósforo. Quando confrontados
os dados químicos com a morfologia cerâmica, nota-se que fragmentos com maior capacidade
volumétrica, granulometria fina e menor concentrações de conchas moídas na argila possuem
maior concentração de P (> 0,70 %), indicando uma possível relação entre os materiais usados
na confecção da cerâmica, formas de utilização do recipiente e a assinatura química
resultante. Morfologicamente, os resultados enquadram a cerâmica na Tradição Regional
Mina, contudo variações no padrão decorativo foram encontradas entre os níveis
estratigráficos: a base do perfil apresenta uma ocupação em que as cerâmicas têm formas
introvertidas, granulometria fina, engobo vermelho e maior diversidade no uso de
antiplásticos, enquanto que a partir da camada 3 uma cerâmica caracterizada por conchas de
maior granulometria, pratos com decorações plásticas (incisas, entalhados) e fragmentos
muito mais fragilizados com ausência de engobo. Assim, conclui-se que os FCs são
fundamentais para a manutenção da fertilidade das TPAs e também, que as dissimilaridades
entre química, mineralogia, textura e tecnologia da cerâmica de cada camada delimita três
fases de ocupação para o sambaqui: na primeira teriam ocupado um promontório de praia
próximo ao rio, com uso dos recursos aquáticos em assentamentos temporários; no segundo
um uso permanente da área, intensificação da pesca e do descarte de resíduos orgânicos no
solo, resultando na TPA, e por último uma ocupação pós-sambaquiera, com menor
dependência de recursos aquáticos.

Na porção central da Plataforma Sul-Americana, ocorre a sucessão sedimentar do Grupo
Araras, registro de extensas plataformas carbonáticas do Neoproterozoico, desenvolvida ao
longo de uma margem passiva na porção S-SW do Cráton Amazônico. Estas bacias
sedimentares foram deformadas na transição do Ediacarano-Cambriano, como resultado de
um fechamento oceânico, gerando o cinturão de deformação, a Faixa Paraguai. Enquanto a
porção basal do Grupo Araras é reconhecida pelos registros pós-glaciais ligados ao evento
Marinoano (~635 Ma), os eventos paleoceanográficos e sedimentares finais que levaram ao
desaparecimento da deposição carbonática são, pela primeira vez, discutidos neste trabalho. A
porção superior do Grupo Araras, representada pelas formações Serra do Quilombo e Nobres,
é considerado o registro da última fase de sedimentação da plataforma carbonática Araras.
Estas unidades são recobertas por depósitos siliciclásticos do Grupo Alto Paraguai do
Ediacarano Médio, cuja porção basal tem sido supostamente influenciada por processos
glaciais ligados ao evento Gaskiers (~580 Ma), documentados apenas na porção leste da
Faixa. Os estudos estratigráficos, faciológicos e de isótopos de carbono foram realizados em
exposições de rochas carbonáticas nas regiões de Cáceres e Nobres, respectivamente porção
oeste e leste da faixa, Estado do Mato Grosso, Brasil. As formações Serra do Quilombo e
Nobres representavam um único sistema de rampa carbonática homoclinal composta pelos
depósitos de: i) rampa carbonática externa com dolomito fino maciço laminado de offshore;
ii) rampa intermediária com dolomito fino maciço, dolomito intraclásticos e arenoso com
estratificação cruzada hummocky e swaley, laminação ondulada à plana, dolomito oncolítico
com acamamento wavy e dolomito oolítico maciço, representativos da zona de shoreface,
complexo de barras oolíticas e zona de foreshore/shallow subtidal; e iii) rampa
carbonática/mista interna que consiste em dolomito fino maciço, dolomito intraclástico e
arenito dolomítico com acamamento de megaripples, biostromas, chert, moldes de evaporitos,
arenito e pelito laminado, depositados em planícies de maré. Estes depósitos se
desenvolveram em trato de sistema de mar alto, após o evento de transgressão marinha pós-
Marinoana e precedendo a implantação dos depósitos de plataforma siliciclástica do Grupo
Alto Paraguai na transição Ediacarano-Cambriano. A assembléia de palinomorfos da
Formação Nobres revelou Leiospharidia e raros filamentos de acritarcos acantomorfos como
Tanarium, correlatos a biozona ECAP (Ediacaran Complex Acantomorph Palynoflora), o que
sugere idade entre 600-550 Ma. A análise estratigráfica de alta frequência indica a força
orbital como principal mecanismo para geração de espaço de acomodação e composição dos
ix
ciclos de perimaré, e secundariamente influenciados pela tectônica. Os padrões de isótopos de
carbono em carbonatos (δ13Ccarb) e matéria orgânica (δ13Corg) e a diferença entre a composição
de carbono (Δ13Ccarb-org = δ13Ccarb - δ13Corg) associados a baixa concentração de TOC sugerem
um oceano predominantemente oxidante em equilíbrio com a atmosfera, com variações
mínimas nas condições redox na interface sedimento/água, o que inclui: i) nível anóxico:
representado por δ13Ccarb ~0‰ e δ13Corg <-28‰, limitado à interface sedimento/água em zonas
distais da rampa externa, associada a diagênese orgânica precoce por atividade
quimiosintética; ii) nível oxidante com δ13Ccarb ~0‰ e δ13Corg entre -28 a -25‰ em sistema de
mar aberto da rampa externa e rampa intermediária, caracterizados por coluna de água
completamente oxidante e produção primária fotossintetizante; iii) nível oxidante com baixo
pCO2 associado a sinais positivos de δ13Ccarb (+3‰) e δ13Corg (>-25‰) em águas rasas da
rampa intermediária, com alta taxa de precipitação de inorgânica de carbonato; iv) nível
oxidante restrito definido por δ13Ccarb negativo (-2‰) e δ13Corg entre -31 to -25‰, exclusivo da
zona de rampa interna, associados à produção primária fotossintetizante e re-mineralização de
matéria orgânica efetiva durante a diagênese precoce, e guiados pela variação do nível
relativo do mar. Desta forma a integração dos dados define o Grupo Araras superior como o
registro de uma rampa carbonática com ambientes restritos na zona costeira, desenvolvida em
oceanos com coluna da água oxidante, em zona tropical de clima quente com alta taxa de
evaporação e biomassa fotossintetizante, durante o Ediacarano Médio. Influências pré-glaciais
indicadas por anomalias no ciclo do carbono ou glacio-eustáticas não foram documentadas na
porção superior do Grupo Araras. A fase final de sedimentação da plataforma carbonática
Araras foi influenciada pelo soerguimento inicial de áreas continentais, responsáveis pelo
progressivo influxo de siliciclásticos para zonas costeiras carbonáticas, precedendo a
progradação dos sistemas continentais-costeiros do Grupo Alto Paraguai no Ediacarano
Médio.

A Província Borborema é uma importante província tectônica, com aproximadamente 450.000 km², que ocorre na região nordeste do Brasil, onde estão registrados inúmeros e marcantes processos geológicos que ocorreram na Terra ao longo do tempo.  Essa província apresenta grandes semelhanças com províncias existentes no continente africano, como a província Benin/Nigéria. Sucessivos ciclos geológicos estão registrados nos litotipos da Província Borborema, que remontam a uma evolução geológica de grande complexidade iniciada no Arqueano, culminando ao final do Neoproterozóico com a ocorrência de efetivos eventos tectonotermais e magmáticos do chamado Ciclo Brasiliano, que resultou com o fechamento de um domínio oceânico nessa região. O chamado Complexo Tamboril - Santa Quitéria é a unidade mais expressiva desse processo final de colisão continental observado no Domínio Ceará Central da Província Borborema. Ela conta com um razoável conjunto de dados geocronológicos e isotópicos que permitem entender o contexto e a evolução geológica dessa unidade. Entretanto, as rochas metassedimentares que flanqueiam esse Complexo, reunidas no Complexo Ceará, são carentes de estudos e informações que possibilitem a elaboração de modelos geológicos mais refinados para o melhor entendimento do quadro evolutivo desta região. A idade paleoproterozóica sugerida inicialmente para essas rochas metassedimentares do Complexo Ceará está sendo questionada por diversos autores em função do contexto geológico em que elas estão inseridas. Dessa forma, o estudo de proveniência sedimentar aqui proposto, por meio de datação U-Pb em zircão detrítico e de idade-modelo Sm-Nd, visa investigar a idade máxima de deposição dessas rochas metassedimentares, e a provável idade de formação do segmento crustal que originou esses sedimentos. Com isso, pretende-se contribuir para o entendimento do quadro evolutivo e estratigráfico do Domínio Ceará Central. Este trabalho contou com a amostragem de 20 pontos escolhidos na região, sendo feito lâminas delgadas para estudos petrográficos nas amostras não friáveis. Deste total, 6 amostras de quartzito foram coletadas para análise de U-Pb em zircão, e 14 foram feitas análises de idade-modelo Sm-Nd. Essas rochas (amostras) passaram por um minucioso trabalho de preparação para a datação dos grãos detríticos de zircão utilizando o sistema de abrasão a laser acoplado ao espectrômetro de massa com plasma induzido (LA-MC-ICPMS) e determinação de idades-modelo Sm-Nd. As características petrográficas observadas nas amostras do Complexo Ceará coletadas a oeste do Complexo Tamboril Santa-Qutéria  (CTSQ), permitem classificá-las como: granada gnaisses a cianita gnaisses, com texturas dominantemente lepidoblástica, e ainda granoblásticas. Além dessas rochas ocorrem  silimanita quartzito e muscovita quartzito, com texturas granoblásticas poligonais que correspondem aos litotipos reportados na literatura disponível da região. Na região situada a leste do CTSQ, as rochas estudadas do Complexo Ceará foram granada gnaisses com texturas lepidoblásticas a granoblásticas, além de granada anfibolitos com texturas nematoblásticas principalmente e porfiroblásticas. As idades modelo Sm-Nd entre 2,12 e 2,07 Ga. e valores de ɛ_Nd(2,1Ga) positivos (+3,30 a + 2,60) sugere um forte contribuição de crosta paleoproterozóica para os sedimentos situados a leste do CTSQ. Essa contribuição está também registrada nas rochas metassedimentares situadas a oeste do CTSQQ, no entanto, idade-modelo de 1,66 Ga encontrada em uma rocha indica também uma contribuição de crosta mais jovem. Os dados U-Pb obtidos em quartzitos das rochas do Complexo Ceará, de modo geral, apresentam predominância de zircões de idade paleoproterozóicos com maior frequência no Orosiriano (1800-2050 Ma) e Riaciano (2050-2300 Ma), o que sugere que a(s) principal(ais) fonte(s) de sedimentos para essas rochas é/são de idade paleoproterozóica. No entanto a presença de grãos detríticos de zircão de idade estateriana (1750 ± 50, 1777 ± 58, 1628 ± 53 Ma ) e esteniana (1154 ± 29 Ma) encontradas nas rochas situadas a leste do CTSQ indica a contribuição de rochas mais jovens, de certa forma, corroborando a contribuição de crostas mais jovens para a sucessão sedimentar do Complexo Ceará.  A idade de 1154 ± 29 Ma, é um marcador da idade máxima de deposição desses sedimentos, e sugere que o evento de sedimentação pode ter ocorrido no Neoproterozóico como sugerem evidências geológicas e geocronológicas apontadas por outros autores que estudaram essa sucessão em outras regiões do Domínio Ceará Central.

Palavras-chave: Proveniência. Rochas metassedientares. Complexo Ceará. Datação U-Pb em zircão. Idades-modelo Sm-Nd.

A Província Borborema é uma importante província tectônica, com aproximadamente 450.000 km², que ocorre na região nordeste do Brasil, onde estão registrados inúmeros e marcantes processos geológicos que ocorreram na Terra ao longo do tempo.  Essa província apresenta grandes semelhanças com províncias existentes no continente africano, como a província Benin/Nigéria. Sucessivos ciclos geológicos estão registrados nos litotipos da Província Borborema, que remontam a uma evolução geológica de grande complexidade iniciada no Arqueano, culminando ao final do Neoproterozóico com a ocorrência de efetivos eventos tectonotermais e magmáticos do chamado Ciclo Brasiliano, que resultou com o fechamento de um domínio oceânico nessa região. O chamado Complexo Tamboril - Santa Quitéria é a unidade mais expressiva desse processo final de colisão continental observado no Domínio Ceará Central da Província Borborema. Ela conta com um razoável conjunto de dados geocronológicos e isotópicos que permitem entender o contexto e a evolução geológica dessa unidade. Entretanto, as rochas metassedimentares que flanqueiam esse Complexo, reunidas no Complexo Ceará, são carentes de estudos e informações que possibilitem a elaboração de modelos geológicos mais refinados para o melhor entendimento do quadro evolutivo desta região. A idade paleoproterozóica sugerida inicialmente para essas rochas metassedimentares do Complexo Ceará está sendo questionada por diversos autores em função do contexto geológico em que elas estão inseridas. Dessa forma, o estudo de proveniência sedimentar aqui proposto, por meio de datação U-Pb em zircão detrítico e de idade-modelo Sm-Nd, visa investigar a idade máxima de deposição dessas rochas metassedimentares, e a provável idade de formação do segmento crustal que originou esses sedimentos. Com isso, pretende-se contribuir para o entendimento do quadro evolutivo e estratigráfico do Domínio Ceará Central. Este trabalho contou com a amostragem de 20 pontos escolhidos na região, sendo feito lâminas delgadas para estudos petrográficos nas amostras não friáveis. Deste total, 6 amostras de quartzito foram coletadas para análise de U-Pb em zircão, e 14 foram feitas análises de idade-modelo Sm-Nd. Essas rochas (amostras) passaram por um minucioso trabalho de preparação para a datação dos grãos detríticos de zircão utilizando o sistema de abrasão a laser acoplado ao espectrômetro de massa com plasma induzido (LA-MC-ICPMS) e determinação de idades-modelo Sm-Nd. As características petrográficas observadas nas amostras do Complexo Ceará coletadas a oeste do Complexo Tamboril Santa-Qutéria  (CTSQ), permitem classificá-las como: granada gnaisses a cianita gnaisses, com texturas dominantemente lepidoblástica, e ainda granoblásticas. Além dessas rochas ocorrem  silimanita quartzito e muscovita quartzito, com texturas granoblásticas poligonais que correspondem aos litotipos reportados na literatura disponível da região. Na região situada a leste do CTSQ, as rochas estudadas do Complexo Ceará foram granada gnaisses com texturas lepidoblásticas a granoblásticas, além de granada anfibolitos com texturas nematoblásticas principalmente e porfiroblásticas. As idades modelo Sm-Nd entre 2,12 e 2,07 Ga. e valores de ɛ_Nd(2,1Ga) positivos (+3,30 a + 2,60) sugere um forte contribuição de crosta paleoproterozóica para os sedimentos situados a leste do CTSQ. Essa contribuição está também registrada nas rochas metassedimentares situadas a oeste do CTSQQ, no entanto, idade-modelo de 1,66 Ga encontrada em uma rocha indica também uma contribuição de crosta mais jovem. Os dados U-Pb obtidos em quartzitos das rochas do Complexo Ceará, de modo geral, apresentam predominância de zircões de idade paleoproterozóicos com maior frequência no Orosiriano (1800-2050 Ma) e Riaciano (2050-2300 Ma), o que sugere que a(s) principal(ais) fonte(s) de sedimentos para essas rochas é/são de idade paleoproterozóica. No entanto a presença de grãos detríticos de zircão de idade estateriana (1750 ± 50, 1777 ± 58, 1628 ± 53 Ma ) e esteniana (1154 ± 29 Ma) encontradas nas rochas situadas a leste do CTSQ indica a contribuição de rochas mais jovens, de certa forma, corroborando a contribuição de crostas mais jovens para a sucessão sedimentar do Complexo Ceará.  A idade de 1154 ± 29 Ma, é um marcador da idade máxima de deposição desses sedimentos, e sugere que o evento de sedimentação pode ter ocorrido no Neoproterozóico como sugerem evidências geológicas e geocronológicas apontadas por outros autores que estudaram essa sucessão em outras regiões do Domínio Ceará Central.

Palavras-chave: Proveniência. Rochas metassedientares. Complexo Ceará. Datação U-Pb em zircão. Idades-modelo Sm-Nd.

No brasil não há ocorrência de bentonitas sódica, por conta disso, as empresas que exploram
este insumo mineral recorrem a um processo denominado de ativação sódica, que consiste na
troca dos cátions no espaço intercamada por Na+. Através deste processo, as bentonitas
apresentam melhoras consideráveis em suas propriedades reológicas. Entretanto, após um
determinado período, estas propriedades diminuem, o que vem sendo chamado de
desativação. Assim, o objetivo deste trabalho foi avaliar a influência dos cátions Na+, Mg2+ e
Ca2+, na desativação de bentonitas. Para isso, três argilas bentoníticas consideradas cálcicas,
proveniente do estado da Paraíba, e uma magnesiana, oriunda do estado do Maranhão, foram
estudados na forma natural, ativada e lavada. As fases mineralógicas das amostras foram
identificadas por Difratometria de Raios X (DRX), a composição química por Inductively
Coupled Plasma Mass Spectrometry (ICP-MS) e os cátions presentes na intercamada foram
identificados pela análise da Capacidade de Troca Catiônica (CTC). Os ensaios de
inchamento foram realizados para o estudo das propriedades reológicas. Os difratogramas
revelaram que a esmectita dioctaédrica é a fase mineralógica predominante. Observou-se a
melhora dos resultados de inchamento de todas as bentonitas após a ativação sódica, assim
como posterior diminuição do valor de inchamento ao longo de 95 dias (desativação). Apenas
uma das bentonitas manteve-se ativada. Os resultados de inchamento das amostras que foram
lavadas apresentaram aumento durante, aproximadamente, os 35 primeiros dias, com
subsequente diminuição. Os resultados da composição química mostraram que uma pequena
quantidade de Na+ é retirada das bentonitas lavadas. Além disso, tais resultados indicam que
não somente o Na+ influencia no inchamento, mas também os cátions Mg2+ e Ca2.
Palavras-chave: Bentonita, Desativação, Lavagem.

Cristais de zircão de rochas TTG arqueanas, representadas pelo Tonalito Arco Verde (2,97-
2,93 Ga), Trondhjemito Mogno (2,97-2,96 Ga), Tonalito Mariazinha (2,92 Ga), Trondhjemito
Água Fria (2,86 Ga), Granodioritos Rio Maria (2,87 Ga), Trairão e Grotão e Leucogranito
Guarantã (2,87 Ga), além do Granito paleoproterozoico São João (1,89 Ga), aflorantes no
Terreno Granito-Greenstone de Rio Maria, porção sudeste do Cráton Amazônico, foram
estudados por meio de imagens de catodoluminescência (CL) e análises químicas
semiquantitativas por EDS (Energy Dispersive Spectroscopy) em um microscópio eletrônico
de varredura (MEV). As feições texturais internas observadas por imagens de CL revelaram
histórias complexas de cristalização para os cristais de zircão dos diferentes grupos de rochas
como, por exemplo, (1) cristais euédricos, fortemente zonados e sem alteração evidente e
cristais subédricos a anédricos, fracamente zonados e intensamente alterados; (2) cristais
exibindo zoneamento oscilatório bem definido e cristais homogêneos ou com zonas
imperceptíveis, denotando mudanças nas condições físico-químicas durante sua cristalização;
(3) cristais com núcleos metamíticos enriquecidos em Ca e U e cristais com núcleos
luminescentes assemelhando-se a núcleos herdados; (4) cristais de zircão contendo inúmeras
inclusões de F-apatita que truncam ou acompanham suas zonas de crescimento, indicando ser
a apatita uma fase mineral tão precoce quanto o zircão na história de cristalização de suas
rochas hospedeiras; (5) cristais desprovidos de inclusões de F-apatita, o que poderia indicar
fonte composicionalmente distinta em relação às rochas com inclusões de apatita; (6) cristais
de zircão com bordas mais luminescentes que suas porções internas, sugerindo mudança
composicional no final de sua cristalização. Granitoides temporal e geoquimicamente
distintos foram caracterizados e individualizados em diagramas geoquímicos específicos com
base no conteúdo de Zr, Hf, Y, Nb e Ta de seus zircões. Zircões do granito paleoproterozóico
São João apresentaram assinatura geoquímica distinta daqueles das rochas TTG arqueanas,
indicando que tais rochas podem ser individualizadas através da composição de seus zircões,
mesmo através de análises semiquantitativas de EDS. Estudos de MEV-CL-EDS em cristais
de zircão são ferramentas importantes na caracterização de diferentes grupos de rochas ígneas
e fornecem informações complementares aos estudos petrológicos.

RESUMO
A porção sudoeste do cráton Amazônico é constituída por um amálgamado de
terrenos alóctones (Rio Alegre, Jauru, Nova Brasilândia, Paraguá, Alto Guaporé)
justapostos ao longo de um largo lapso de tempo que se encerra com a construção do
Supercontinente Rodínia. O Terreno Paraguá, conforme definições anteriores
corresponde a um fragmento continental paleoproterozoico adicionado à margem do
proto-cráton Amazônico durante a Orogenia San Ignácio (1,38 a 1,30 Ga). Inicialmente,
recebeu a denominação de Cráton Paraguá, termo aplicado às áreas pré-cambrianas do
oriente boliviano que não foram envolvidas pelas faixas móveis grenvilianas Sunsás e
Aguapeí.
Poucas mudanças foram acrescidas ao empilhamento litoestratigráfico do Terreno
Paraguá inicialmente proposto em território boliviano. Nele, três unidades
litoestratigráficas definem o embasamento paleoproterozoico, quais sejam: o Complexo
Granulítico Lomas Manechis, o Complexo Gnáissico Chiquitania e o Supergrupo Xistos
San Ignácio. Granitóides da Suíte/Complexo Pensamiento, com idades variando de 1,3 a
1,38 Ga, se encaixaram no embasamento durante a Orogenia San Ignácio.
Em território brasileiro, ortognaisses do Terreno Paraguá foram denominados de
Complexo Serra do Baú e os granulitos de origem paraderivada, inseridos no Complexo
Metamorfico Ricardo Franco, como correspondentes ao Complexo Granulítico Lomas
Manechis. A partir de mapeamento geológico sistemático em escala de semi-detalhe,
acrescido dos estudos petrográficos, geoquímicos, geocronológicos (U-Pb), e análise
deformacional, este estudo visa corroborar para a compreensão da origem e evolução do
Terreno Paraguá, na região de fronteira entre o Brasil e a Bolívia.
Dados de campo e petrográficos permitiram a identificação de um pequeno corpo
gnáissico de origem paraderivada denominado de Sillimanita-Cordierita Gnaisse.
Opticamente é marcado por intensa alteração da cordierita, presença de sillimanita e
granada; outros sete corpos gnáissicos de origem ortoderivada também foram
identificados e, em sua maioria podem ser definidos como biotita gnaisses.
Quimicamente essas rochas constituem uma sequência félsica formada a partir de um
magmatismo subalcalino, do tipo cálcio-alcalino variando entre médio e alto potássio,
metaluminoso a peraluminoso; geocronologicamente essas rochas apresentam idades de
cristais variando entre 1,6 até 1,9 Ga. Já os gnaisses ortoderivados do Complexo Serra
do Baú são correlatos ao Complexo Gnáissico Chiquitania,localizado em território
boliviano e possívelmente correlatos aos três eventos orogênicos que afetaram o terreno
viii
são evidenciados pela deformação: a primeira fase de deformação (F1), associada à
Orogenia Lomas Manechis, é caracterizada pela geração do bandamento gnáissico (S1)
em nível crustal profundo e mostra-se intensamente afetada pela segunda fase de
deformação (F2), associada à Orogenia San Ignácio, que provoca a transposição do
bandamento (S1), gerando outra foliação denominada (S2), disposta segundo a superfície
axial das dobras. A terceira fase de deformação (F3), associada à Orogenia Sunsás é
marcada pelo aparecimento da foliação S3, que se caracteriza por transpor localmente as
foliações S1 e S2; ela não é penetrativa e associa-se a dobras abertas e suaves (D3). O
Terreno Paraguá possívelmente foi aglutinado ao proto-cráton Amazônico durante a
Orogenia San Ignácio e seu último evento tectônico, a Orogenia Sunsás, retrabalha
fracamente as rochas do Gnaisse Rio Fortuna e demais unidades geológicas do
embasamento paleo a mesoproterozoico.

Com o desenvolvimento tecnológico, vários resíduos, bem como produtos industriais vem sendo transformados em materiais com maior valor agregado. Dentro deste contexto, o resíduo do caulim proveniente do beneficiamento para a cobertura de papel, vem ao longo dos anos sendo empregado como fonte de silício e alumínio na síntese de diferentes tipos de zeólitas (materiais altamente valorizados no mercado mundial) uma vez que se configuram como matérias-primas de baixo custo para este processo. Assim, este trabalho tem como objetivo a síntese de zeólita do tipo faujasita (X e Y) a partir de um resíduo caulinítico, sendo este o caulim duro ou Flint (resíduo da lavra) um semi-produto o caulim tube press e um produto final o caulim de enchimento. Para o processo de zeolitização de cada caulim utilizou-se em um reator químico o produto de calcinação de cada material (metacaulim), metassilicato de sódio, hidróxido de sódio sólido e água destilada, submetido a 110 °C, tempo de reação de 13 h e relações Si/Al de 2, 4 e 6. Os produtos de cada síntese e os caulins de partida foram caracterizados por análises químicas, físicas e mineralógicas os quais foram: difração de raios-x, fluorescência de raios-x, microscopia eletrônica de varredura e análises térmicas. A partir destas análises observou-se que todos os caulins apresentaram a formação de zeólita do tipo faujasita, porém com diferenças nas suas intensidades de pico e associações com outras fases zeolíticas. O caulim duro demonstrou um menor potencial de zeolítização na relação de Si/Al igual a 2, quando comparado com os outros dois materiais de partida, supostamente relacionado ao ferro presente em sua composição. Assim foi feito um processo de remoção deste constituinte, através do método de Mehra e Jackson para verificar uma possível maximização no processo de síntese. Novos resultados indicaram uma completa modificações quanto ao domínio e grau de ordem estrutural da fase faujasita, agora passando para a fase majoritária e havendo um aumento no grau de ordem estrutural. Como nesta condição reacional há um menor consumo e custo de matéria-prima e energia para calcinação, utilizou-se este meio como ponto de partida para um planejamento experimental a fim de avaliar melhores condições reacionais. Neste planejamento variou-se alguns parâmetros de síntese como: temperatura, tempo de reação, relação Si/Al e H₂O/Na₂O. Os resultados do planejamento estatístico mostraram a formação de faujasita nos 32 pontos de estudo, assim como uma região ótima com 8 pontos do planejamento, na qual esta fase é dominante. Nesta região o ponto 13 (Si/Al igual a 2, 7 h, 120 °C e H₂O/Na₂O igual a 80) mostrou-se como a melhor condição reacional em relação ao grau de ordem estrutural. A zeólita sintetizada neste ponto, demostrou uma alta capacidade de adsorção de amônio e percentuais próximos a 85 % de eficiência até 60 ppm. O modelo de Langmuir mostrou-se mais adequado que o de Freundlich e Sips no ajuste dos dados experimentais. Os parâmetros termodinâmicos demostraram que a adsorção de NH₄⁺ é um processo espontâneo e exotérmico, na qual a elevação de temperatura de 25 a 60 °C promove uma pequena redução na capacidade adsortiva.

Estudos próximo a desembocadura do rio Tapajós, afluente do rio Amazonas, apontaram para a presença de espessos depósitos lamosos desde a foz adentrando a sua montante, que poderiam estar relacionados a uma influência significativa do rio Amazonas como regulador na dinâmica deste seu afluente. Este trabalho teve como objetivo investigar a distribuição geoquímica e as assinaturas isotópicas de Pb-Sr-Nd de sedimentos de fundo como indicadores de mistura e de proveniência, bem como auxiliar no entendimento da hidrodinâmica do baixo curso o rio Tapajós e sua interação com o rio Amazonas. Amostras de sedimentos de fundo foram coletadas no baixo curso do rio Tapajós, compreendendo a zona de confluência com o rio Amazonas, próximo ao município de Santarém. A coleta foi realizada com draga de Petersen, que permitiu uma amostragem de cerca de 10 cm de profundidade, correspondendo a alguns anos de deposição e possibilitando desconsiderar variações sazonais. Foram determinados os padrões texturais e mineralógicos e as composições geoquímicas e assinaturas isotópicas Pb-Sr-Nd, em amostra total dos sedimentos de fundo. As análises granulométricas e mineralógicas foram realizadas por difração a laser e difração de raio-X, respectivamente. A composição química foi determinada por dissolução total com uma combinação multi-ácida de HF-HNO3-HClO4 e HCl. As concentrações de elementos maiores e traços foram determinadas por Espectrometria de massa por Plasma Acoplado Indutivamente (ICP-MS) em laboratório comercial. As análises isotópicas de Pb, Sr, Nd e Sm seguiram os protocolos analíticos do Laboratório de Geologia Isotópica – Pará-Iso da UFPA sendo realizada uma dissolução total, com mistura HNO3+HF seguida de HCl. A separação química e purificação dos elementos foram realizadas por cromatografia em resinas de troca iônica. As composições isotópicas foram determinadas com um espectrômetro de massa de fonte plasma - ICP-MS Thermo-Finnigan™ modelo Neptune. Os dados texturais dos sedimentos evidenciaram um padrão pouco homogêneo ao longo do curso do rio Tapajós com predomínio de areia fina, mas com presença significativa de amostras silte-argilosas. Os sedimentos dos setores Canal do Tapajós e Alter do Chão evidenciaram presença de caulinita e micas e naqueles dos setores de Santarém e Amazonas observou-se, além desses minerais, a presença de esmectita e feldspato. Elementos maiores e traço apresentaram teores constantes no curso mais alto do canal do rio Tapajós e teores variáveis e mais elevados na região de confluência com o Amazonas. Os teores de Zr e Hf mostraram um padrão linear e decrescente ao longo do rio a partir do alargamento do canal (ria) do rio Tapajós em direção a foz, o que pode estar relacionado à presença de zircão. Amostras do canal do rio Tapajós até o setor de Alter do Chão apresentaram razões isotópicas de Pb (19,67 < 206Pb/204Pb < 20,02; 15,87 <6
207Pb/204Pb < 15,91) distintas daquelas mais baixas encontradas em amostras do rio Amazonas (18,84 < 206Pb/204Pb < 18,94; 207Pb/204Pb  15,67). Valores intermediários foram obtidos para amostras do setor de Santarém (19,02 < 206Pb/204Pb < 19,52; 15,68 < 207Pb/204Pb < 15,83), indicando que o aporte do rio Amazonas se limita à zona de confluência. Os sedimentos de fundo do canal do rio Tapajós apresentaram valores de ƐNd mais negativos (-21 < ƐNd < -19) e razões isotópicas de Sr mais radiogênicas (87Sr/86Sr  0,792), em relação aos sedimentos do rio Amazonas (ƐNd -9 e 0,712 < 87Sr/86Sr < 0,716). Os dados isotópicos de Nd e Sr também sugeriram uma influência do rio Amazonas sobre os sedimentos do rio Tapajós restrita à zona de confluência, no setor de Santarém. As assinaturas geoquímicas evidenciaram um padrão de fontes predominantemente félsicas compatível com a composição das principais unidades geológicas que compõem o substrato proterozoico da bacia de drenagem do rio Tapajós. Os valores de ƐNd e TDM e as razões 87Sr/86Sr do canal do rio Tapajós indicam uma proveniência dos sedimentos essencialmente pela erosão das unidades paleoproterozoicas da Província Tapajós (2,03 a 1,88 Ga) com contribuição de fontes proterozoicas um pouco mais jovens vindo das cabeceiras do rio Tapajós e seus afluentes (Província Rondônia-Juruena, 1,82-1,54 Ga). Por outro lado, Os valores de ƐNd e as razões 87Sr/86Sr dos sedimentos do rio Amazonas na região de confluência indicam uma forte contribuição dos Andes corroborando com dados isotópicos de material em suspensão do rio Solimões. A acumulação de grande quantidade de sedimentos lamosos no canal do Tapajós resulta da influência do rio Amazonas que retém a descarga deste seu afluente gerando condições favoráveis de deposição desses sedimentos mais finos estritamente oriundos do rio Tapajós. Os resultados sugerem que a contribuição do rio Tapajós para os sedimentos de fundo do rio Amazonas é insignificante. O estudo mostrou o potencial das assinaturas isotópicas de Pb, Sr e Nd em sedimentos de fundo para mensurar a influência do rio Amazonas neste seu afluente bem como para evidenciar processos de mistura entre diferentes sistemas fluviais.
Palavras-Chave: Sedimentos de Fundo. Isótopos radiogênicos Sr, Pb, Nd. Rio Tapajós. Amazônia.

Se inadequada a disposição dos rejeitos da mineração pode causar graves problemas ambientais. O aproveitamento dos rejeitos da mineração é uma solução alternativa capaz de minimizar os impactos ambientais decorrentes dessa atividade e do seu processo produtivo, devido à redução do volume de rejeitos, além dos benefícios financeiros gerados na venda destes materiais como subproduto e matéria-prima para diferentes setores industriais. Esta pesquisa tem como objetivo o aproveitamento do rejeito de cobre da usina de flotação proveniente da cava Sequeirinho da mina do Sossego, situada na Província Mineral de Carajás (PMC), sudeste do Pará, como material de partida nas sínteses de Hidróxidos Duplos Lamelares (HDLs). Os HDLs são argilas aniônicas sintéticas ou naturais que possuem estruturas formadas pelo empilhamento de lamelas octaédricas positivamente carregadas contendo cátions di- e trivalentes em seu interior e hidroxilas nos vértices, com água e ânions ocupando o domínio interlamelar. Podem ser representados genericamente pela fórmula: M²⁺_1-xM³⁺_x(OH)₂A^n-_x/n•yH₂O, onde M²⁺  representa um cátion divalente, M³⁺ um cátion trivalente e A^n- um ânion intercalado com carga n^-.  Foram realizados 24 experimentos de sínteses de HDLs pelo método de coprecipitação a pH variável. Como material de partida foi utilizado o rejeito da usina de flotação da cava Sequeirinho. A caracterização dos HDLs foi feita por difratometria de raios X (DRX), análise termogravimétrica (DTA-TGA), espectroscopia vibracional na região do infravermelho (EIV) e microscopia eletrônica de varredura (MEV). Inicialmente, foram feitas 4 sínteses com diferentes razões molares Mg²⁺/(Mg²⁺+Fe ³⁺). Estes experimentos tiveram como variáveis pré-estabelecidas: tempo de gotejamento de 4 horas, pH 14, grau de agitação rápido e 5 dias no tratamento hidrotérmico a 80°C. Como resultado houve a formação de Iowaita Mg₄Fe(OH)₈OCl•xH₂O), Nitratina (NaNO₃) e Brucita (Mg(OH)₂). Para as 20 sínteses restantes, o nitrato de magnésio foi substituído por cloreto de magnésio. As variáveis pré-estabelecidas foramas mesmas dos experimentos anteriores, com exceção do período do tratamento hidrotérmico (15 dias). Foram adotadas as 4 razões molares utilizadas nos experimentos iniciais. Para cada razão foram feitas 5 sínteses, cada qual adotando um valor diferente de pH (10, 11, 12, 13 e 14). Como resultado, houve a formação de Piroaurita (Mg₆Fe₂CO₃(OH)₁₆•4H₂O). A maioria dos resultados obtidos apresenta a seguinte paragênese: Piroaurita e Calcita. A caracterização dos novos compostos através da difratometria de raios X permitiu calcular: os valores de espaçamentos basais (d_{003 =} 7,62-7,94 Å); os valores dos parâmetros a=b (entre 3,0797 e 3,1042 Å) e c (entre 22,86 e 23,82 Å); e a espessura do espaçamento interlamelar (2,82-3,14 Å). O pH das sínteses é diretamente proporcional ao ordenamento estrutural. Essa informação foi corroborada pelas micrografias de MEV onde, também foi possível observar o aumento no tamanho dos cristalitos a medida que o pH se torna mais básico. A decomposição térmica da piroaurita sintetizada ocorre em 4 etapas: na primeira e na segunda etapa (25-101°C e 101-197ºC) ocorre à perda da água adsorvida e a eliminação da água de intercalação, respectivamente. Posteriormente, há a descarbonatação (333-357°C), seguida pela desidroxilação (378-395°C). O ânion intercalado na estrutura dos HDLs foi determinado por EIV e corresponde ao carbonato (1363-1377cm^-1 e 2339-2362 cm^-1).

Os aspectos morfodinâmicos relacionados à erosão ou acresção da linha de costa são alguns
dos assuntos analisados na gestão das zonas costeiras que vêem sendo tratada em todo mundo
no sentido de monitorar e proteger essas zonas. Esta tese objetiva analisar o comportamento
da morfodinâmica costeira de Salinópolis, relacionando-o ao uso da orla oceânica. A área de
estudo foi compartimentada em três setores: Oeste (praias da Corvina e do Maçarico), Central
(praia do Farol Velho) e Leste (praia do Atalaia). A metodologia consistiu na: (a) aquisição e
tratamento de imagens multitemporais (1988-2001-2013) do satélite Landsat 5 TM, 7 ETM e
8 OLI; (b) aplicação de entrevistas/questionários com banhistas, (c) aquisição de dados de
campo durante as estações chuvosa (26, 27, 28/04/2013) e menos chuvosa (04, 05,
06/10/2013); e (d) análise laboratorial para o tratamento dos dados adquiridos em campo
(topografia das praias estudadas, amostragem de sedimentos superficiais das mesmas e com o
uso de armadilhas, e medições oceanográficas de ondas, marés, correntes e turbidez). Foram
feitas as representações gráficas dos perfis topográficos das praias, calculados os parâmetros
estatísticos granulométricos de Folk & Ward (1957), as taxas do transporte sedimentar nas
praias e os parâmetros morfométricos de Short & Hesp (1982), estes últimos foram calculados
com o intuito de relacioná-los aos estados morfodinâmicos de praias propostos por Wright &
Short (1984) e Masselink & Short (1993). Para a classificação da costa oceânica de
Salinópolis em termos de uso e ocupação foi utilizado o decreto nº 5.300 de 7 de dezembro de
2004. A partir das pesquisas sobre a urbanização na costa e das obras situadas nos ambientes
costeiros foi utilizada uma matriz proposta por Farinaccio & Tessler (2010) que lista uma
série de impactos ambientais, e o quadro de geoindicadores do comportamento da linha de
costa proposto por Bush et al. (1999), para a identificação de locais com vulnerabilidade à
erosão ou acresção. Para as condições oceanográficas em cada praia e periculosidade ao
banho nas mesmas, foram integralizados os dados de ondas, de correntes, de morfodinâmica
praial e questionários aplicados com banhistas. Atualmente, a orla oceânica de Salinópolis
possui diferentes características quanto à utilização e conservação, abrangendo desde a
tipologia de orlas naturais (Classe A) até orlas com urbanização consolidada (Classe C). A
primeira ocorre nos extremos da área de estudo e, a segunda, na região da sede municipal.
Quatro tipos de praias foram identificados segundo a exposição marítima e o grau das
condições oceanográficas: tipo 1 (Maçarico), tipo 2 (Corvina), tipo 3 (Farol Velho) e tipo 4
(Atalaia). O trecho de costa com maiores impactos ambientais e com elevada erosão costeira
localiza-se na praia do Farol Velho. O grau de periculosidade ao banho foi de 4 (praia do
vii
Maçarico) a 7 (praia do Atalaia) – médio a alto grau de risco. As praias de Salinópolis
apresentam declives suaves (< 1,5°), grandes variações na linha de costa entre as estações do
ano (9,6 a 88, 4 m) e volume sedimentar variável dependendo do grau de exposição das praias
ao oceano aberto. Predominou o estado morfodinâmico dissipativo (Ω>5,5) para estas praias,
mas com ocorrência do estado de banco e calha longitudinais (4,7<Ω<5,5) no setor oeste. As
macromarés na área de estudo apresentaram altura máxima de 5,3 m (Setor Central, durante a
estação menos chuvosa) e mínima de 4 m no mesmo setor, durante a estação chuvosa. As
correntes longitudinais foram mais intensas no setor leste (>0,45 m/s) durante as duas
estaçoes do ano. As alturas de ondas foram também maiores no setor leste (máximo de 1,05 m
durante a maré enchente na estação menos chuvosa) e os períodos de ondas foram mais curtos
(<4,5 s) no setor oeste. A média granulométrica obtida dos sedimentos coletados na face
praial apresentou escala mais freqüente entre 2,6 a 2,8 phi, indicando a predominância de
areia fina. O grau de seleção predominante dos sedimentos foi de 0,2 a 0,5 phi (muito bem
selecionados e bem selecionados), e da assimetria foi de positiva (0,10 a 0,30) e de
aproximadamente simétrica (-0,10 a 0,10). O grau de curtose variou desde muito platicúrtica
(<0,67) a muito leptocúrtica (1,50 a 3,00). Foram observados eventos de acresção sedimentar
da estação chuvosa a menos chuvosa. De 22/07/1988 a 28/08/2013 (25 anos) também houve
predomínio de acresção, onde o avanço médio linear da linha de costa foi de 190,26 m. O
recuo médio linear obtido para toda área de estudo foi de -42,25 m. Áreas com maior erosão
são pontuais: divisas das praias da Corvina e Maçarico, e Farol Velho e Atalaia. Os traps
portáteis indicaram uma maior quantidade de sedimentos transportados longitudinalmente na
estação menos chuvosa (Mín. 280 g/m3: enchente, setor oeste; Máx. 1098 g/m3: vazante, setor
leste). Nos traps de espraiamento, o balanço entre a quantidade de sedimentos entrando e
saindo nas praias foi menor no setor central (Mín. 80 g/m3: vazante, estação menos chuvosa;
Máx. 690 g/m3: enchente, estação menos chuvosa). A circulação costeira sedimentar é
proveniente, principalmente, do efeito das marés, com direção governada pela enchente e
vazante dos rios que atravessam a costa. Os dados indicam o transporte longitudinal de
sedimentos da ilha de Atalaia e rio Sampaio para o setor oeste e as margens das faixas praiais.