As tintas anti-incrustantes aplicadas em embarcações contêm altas concentrações de metais em sua composição, principalmente Cu e Zn, com concentrações superiores a 50% e 20%, respectivamente. Apesar de serem elementos essenciais para os seres vivos, em altas concentrações causam problemas no crescimento celular e na reprodução dos organismos. Na cidade de Belém, Estado do Pará, ocorre o lançamento de uma quantidade significativa de efluentes industriais e domésticos na Baía de Guajará, sendo uma delas relacionadas às atividades em estaleiros. Estudos anteriores mostraram indícios de contaminação por metais nos sedimentos da orla de Belém, entretanto, nenhum trabalho destacou a contaminação proveniente de estaleiros. Portanto, o objetivo desse trabalho é avaliar a contaminação de sedimentos por atividades em estaleiros e abandono de embarcações na orla de Belém. Foram realizadas 3 amostragens, em 5 estaleiros de Belém, sendo duas realizadas no período menos chuvoso (setembro de 2017 e novembro de 2019) e uma no período chuvoso em maio de 2018. O sedimento foi coletado até 10 cm de profundidade, sendo também coletadas amostras de fragmentos de tinta e fragmentos de cascos de embarcações abandonadas. Foi medido o pH in situ da água intersticial do sedimento. Em laboratório, as amostras de sedimento foram colocadas em estufa a 60°C para secar, foram desagregadas e em seguida peneiradas (< 63μm). As amostras de fragmentos de tinta e dos cascos de embarcações abandonadas foram lavadas com água deionizada e secas em estufa a 60°C, maceradas, misturadas a areia quartzosa maceradas e reservadas. Uma amostra da tinta comercial de maior utilização nos estaleiros foi comprada, e uma alíquota colocada em uma membrana de nitrato de celulose em uma capela, após, parte da amostra foi removida e macerada. Uma alíquota das amostras do sedimento de cada estaleiro foi utilizada para análise granulométrica, por meio de um analisador de partículas a laser. A composição mineralógica das amostras de sedimentos foi determinada por difração de raios X, método do pó. Para a determinação dos argilominerais foi por difração de raio x, seguindo a Lei de Stokes e de acordo com metodologia proposta por Moore & Reynolds Jr (2002). Para a determinação do carbono orgânico total foi usado um analisador de TOC - VCPH com detector de combustão. Para a determinação das concentrações de Cu, Zn, Pb, Ni, Cr, Ba, V, Li, Fe e Al contidos no sedimento, na tinta comercial, nos fragmentos de tinta e nos fragmentos de casco de embarcações abandonadas, as amostras passaram por extração química com água regia e determinadas através de Espectrometria de Emissão Óptica com Plasma Indutivamente Acoplado (ICP-OES). Para tratamento estatístico dos dados foram aplicados à correlação de Spearman, para determinar a relação entre os parâmetros, e o teste Análise de Componentes Principais, para determinar a relação dos metais com os estaleiros, estação controle e estação de fonte antropogênica difusa. Foi também aplicado o teste Wilcoxon para averiguar se ocorreram diferenças significativas nas concentrações dos metais dos sedimentos coletados em frente ao estaleiro, com os sedimentos coletados em contato com a embarcação abandonada. Para avaliar o nível de contaminação por metais foi aplicado o índice de geoacumulação proposto por Muller (1969). A granulometria do sedimento da orla de Belem apresentam maior proporção de areia e silte. Os sedimentos são compostos por muscovita, ilita, caulinita, quartzo e plagioclásio. Já os argilominerais identificados foram: esmectita, caulinita, ilita e quartzo. Os valores do pH da água intersticial das amostras de sedimento da Baía do Guajará e Furo do Rio Maguari ficaram em torno 5,2 – 6,7. Já o carbono orgânico total do sedimento ficou em torno de 0,6 % a 2,2 %. A tinta comercial analisada apresentou as seguintes concentrações mais representativas: Fe (21,2 %), Cu (18.497 mg kg-1), Zn (16.589 mg kg-1) e Al (1,59 %). As maiores concentrações encontradas na composição dos fragmentos de tinta e nos fragmentos dos cascos das embarcações abandonadas foram: Fe (69,2 %), Ba (29.583 mg kg-1), Zn (9.350 mg kg-1) Pb (1.406 mg kg-1), Cu (697 mg kg-1) e Cr (548,7 mg kg-1). Esse resultado revelou que o abandono de embarcações é a maior fonte de contaminação nas áreas de estaleiro na cidade de Belém. De acordo com as Diretrizes de qualidade de sedimentos para metais em ecossistemas de água doce de Buchman (2008), apenas a concentração média do Cu, com 41,0 mg kg-1, no sedimento atingiu valores acima do Threshold Effects Level para o anfípode, Hyallela azteca (28,0 mg kg-1) no estaleiro ABSS. Os demais estaleiros apresentaram médias de Cu que variaram entre 13,3 – 28,3 mg kg-1. Os outros metais apresentaram concentrações médias sempre abaixo do valor de Threshold Effects Level, para o anfípode H. azteca. Espacialmente, os sedimentos que foram coletadas na frente do estaleiro ABSS para a maioria dos metais obtiveram concentrações mais altas em relação aos sedimentos que estavam em contato com o casco da embarcação abandonada, deste estaleiro. Contudo, os sedimentos que foram coletados na frente do estaleiro MS no geral obtiveram concentrações mais baixas em relação aos sedimentos que estavam em contato direto com a embarcação abandonada. Estes que apresentaram com concentrações de Cu (39,0 mg kg-1) e Zn (120,0 mg kg-1) que ultrapassaram o valor de Threshold Effects Level para o anfípode H. azteca. Contudo, o teste estatístico Wilcoxon Rank não atestou diferenças significativas nos sedimentos coletados em frente aos estaleiros com os sedimentos que estavam em contato com as embarcações abandonadas. Os principais elementos que compõem as tintas anti-incrustantes: Cu, Zn obtiveram correlação forte positiva (r = 0,80; p<0,05). A análise de componentes principais (PCA) confirmou a contaminação pelos metais Cu, Zn, Pb, Ni, Li, Fe e Al tem relação mais forte com as atividades em estaleiros e abandono de embarcações do que com as fontes geogênicas ou antropogênicas difusas. O índice de geoacumulação (IGeo) classificou os sedimentos próximos aos estaleiros IS e ABSS, como moderadamente poluídos para o cobre com índices de 2,0 e 2,5, respectivamente. Os demais metais Zn, Ba, Fe e Al nos estaleiros estudados mostram uma contribuição antropogênica por atividades em estaleiros e abandono de embarcações, classificando um ou mais estaleiros como já estando numa situação próxima de um ambiente poluído, para um ou mais metais estudados, com índice de geoacumulação próximo de 2. Os resultados podem apoiar estudos adicionais de contaminação por metais através de atividades em estaleiros e abandono de embarcações, ainda, pode auxiliar na aplicação da gestão de resíduos em estaleiros e cemitérios de navios em todo o mundo.

Durante o Mioceno inferior, a estabilidade tectônica na Plataforma Bragantina favoreceu a acumulação de depósitos de carbonatos, posteriormente suprimidos por um sistema siliciclástico associado a Formação Barreiras. Trabalhos anteriores sugerem que este foi oriundo da pluma sedimentar do proto-Amazonas, enquanto outros indicam uma evolução independente. Com base no exposto, este estudo aplicou técnicas de proveniência para indicar os compartimentos tectônicos que contribuíram como rochas- fonte da Formação Barreiras, discutir a influência do proto-Amazonas na supressão da plataforma carbonática e compreender o contexto paleogeográfico. A área de estudo abrange os municípios de Ourém (OU), Capanema (CA), Castanhal (CS), Santa Isabel do Pará (SI), Outeiro (OT), Ilha de Mosqueiro (IM), Salinópolis (SA), Aricuru (AR) e Mocooca (MO). Foram realizadas técnicas de análise de fácies com medidas de paleocorrente e coletadas 12 amostras, contendo em torno de 500 g de sedimento cada. Foi realizada a coleta de clastos para a caracterização morfológica em Ourém e Ilha de Mosqueiro. Para o sedimento inconsolidado, houve o peneiramento visando as frações 250 – 125 µm e 125 - 63 µm. Aplicou-se ácido oxálico (50 g.L-1) nestas frações e separamos por densidade em bromofórmio (2,8 g/ml) os minerais leves e pesados. Foram confeccionadas 24 lâminas petrográficas de minerais leves destinadas a catodoluminescência (CL) e 24 lâminas de minerais pesados para identificação da assembleia mineralógica, análise de forma e elaboração de gráficos. A partir dos resultados de minerais pesados, foi possível agrupar os valores com dados de estudos anteriores e aplicar o método Ponderação do Inverso das Distâncias. Os resultados indicam a presença de 10 fácies, das quais foram agrupadas em duas associações, abrangendo conglomerados, arenitos e pelitos. Os clastos apresentaram composição exclusivamente quartzosa, predominando formas subangulares a arredondadas. A CL indica predomínio de 45% de quartzo com luminescência azul escura, 28% com luminescência azul clara e 26% com luminescência violeta. Os resultados de minerais pesados indicam presença de estaurolita (54,45%), zircão (20,29%), turmalina (10,02%), cianita (7,19%), rutilo (5,37%) e sillimanita (2,67%). Os valores acima de 50% da somatória das porcentagens de zircão, turmalina e rutilo indicam elevação da maturidade em direção à porção costeira, enquanto os mapas de distribuição mostram predominância de estaurolita na Plataforma Bragantina e aumento dos valores de cianita acompanhando os de turmalina e zircão na Bacia do Marajó. A partir das interpretações faciológicas, pudemos aprimorar reconstrução paleoambiental constituída de leques aluviais, rios entrelaçados e meandrantes, planícies arenosas, planícies lamosas e manguezais. Os valores de CL e a grande concentração de estaurolita refletem fontes de rochas metamórficas para a Plataforma Bragantina que são provenientes do sudeste do Pará, possivelmente do Cinturão Gurupi e Cráton São Luís; enquanto os valores de CL para a Bacia do Marajó, atrelado aos valores de cianita, zircão e turmalina, indica uma forte influência de fontes plutônicas e metamórficas provenientes do sul do Pará, tais como o Cinturão do Tocantins-Araguaia, Bacia do Grajaú e Sub-Bacia de Cametá. De modo geral, o proto-Amazonas não teve influência na supressão carbonática, sendo o principal fenômeno responsável a progradação de sedimentos, principalmente provenientes de rochas metamórficas com menores contribuições de rochas plutônicas e vulcânicas, a partir da evolução da tectônica do sul e sudeste paraense.

Esta pesquisa tem como objetivo sintetizar de forma estável o compósito Hidróxido Duplo Lamelar (HDL) do sistema Mg/Fe-CO3 com Esferas de Carbono Magnéticas (ECM) e, a partir disso avaliar as propriedades do compósito. Os HDL 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. Produtos de carbono de formato esférico são conhecidos há bastante tempo e a utilização de nanomateriais, de carbono é vantajosa devido sua vasta aplicação em diversas áreas. O processo de formação desse material é do tipo hidrotermal, que resulta em grandes cadeias interconectadas de Esferas de Carbono (EC) que se atraem devido a força de Van der Waals. Foram utilizados reagentes químicos de pureza analítica para a realização das sínteses. Os HDL de Mg/Fe-CO3 foram sintetizados pelo método de coprecipitação a pH variável e as Esferas de Carbono pelo método hidrotermal. A caracterização do HDL, EC, ECM e compósito HDL + ECM foram feitos por difratometria de raios X (DRX), microscopia eletrônica de varredura (MEV), análise termogravimétrica (DTA-TGA), espectroscopia vibracional na região do infravermelho (EIV) e Método Brunauer-Emmett-Teller (BET). A caracterização por difratometria de raio X permitiu determinar a ocorrência da estrutura da Piroaurita nos HDL e da Magnetita nas ECM. Os valores médios da célula unitária da Piroaurita de d003 = 7,792 Å; os valores dos parâmetros a = b de 3,107 Å; c de 23,375 Å; e espessura do espaçamento interlamelar 2,992 Å. As microfotografias foram realizadas somente nas amostras de Esferas de Carbono e Esferas de Carbono Magnéticas, nas quais observou a ocorrência de grandes aglomerados e cadeias destes materiais, além da variação de tamanho entre amostras e sínteses diferentes. A decomposição térmica da Piroaurita sintetizada e do compósito ocorrem de forma semelhante, sendo separadas em 5 etapas: na primeira e na segunda etapa (31-72 °C e 175-177 ºC) ocorre à perda da água adsorvida e a eliminação da água de intercalação, respectivamente. Posteriormente, há a descarbonatação seguida pela desidroxilação, ocorrem na faixa entre 284°C e 395 °C. Por fim, temos um evento na faixa de 746 -786 °C que atribuída a destruição da estrutura dos HDL. O ânion intercalado na estrutura dos HDL foi determinado por EIV e corresponde ao ânion carbonato (1365 cm-1), que juntamente com água preenche a região interlamelar dos HDL e HDL+ECM. Tanto os Hidróxido Duplo Lamelar quanto o compósito HDL + ECM apresentaram isotermas do IV e histereses do tipo H3, de acordo com a classificação da IUPAC. A área superficial teve aumento de 15 - 31%, enquanto o tamanho e volume dos poros apresentaram um decréscimo de 44 – 49% e 26 – 42%, respectivamente.

Durante o Holoceno a distribuiçãos dos manguezais foi controlada em grande parte pelo clima e flutuações do nível do mar. O clima limitou essas florestas às latitudes 30°N e 28°S. Portanto, em resposta ao aquecimento global no Antropoceno, espera-se que os manguezais migrem para latitudes mais temperadas invadindo áreas úmidas colonizadas por marismas (Spartina sp.). O objetivo geral desta Tese é avaliar os efeitos das mudanças climáticas e flutuações do NRM na distribuição dos manguezais americanos ao longo do Holoceno e Antropoceno, baseado em imagens de satélite e drone, fácies sedimentares, diatomáceas, pólen, geoquímica (LOI, XRF, COT, NT, ST, C: N, C: S, δ13C e δ15N) e datações por 210Pb e 14C. Para isto, foi escolhido um estuário do litoral sul do Espírito Santo como representante dos manguezais tropicais (20°41'S), além de regiões costeiras subtropicais situadas na costa norte (26° 6'S) e sul de Santa Catarina (28°29’ S) e litoral da Louisiana (29°09’N). Os resultados desta pesquisa estão apresentados em quatro artigos científicos. O primeiro, (ver, capítulo II) trata sobre os efeitos do aquecimento global no estabelecimento dos manguezais na região costeira da Louisiana (29° 09’ N) durante o Holoceno. O segundo artigo científico (ver, capítulo III) mostra a migração dos manguezais para o limite austral desse ecossistema no continente sul-americano, na região de Laguna, de acordo com o aumento nas temperaturas mínimas de inverno no Antropoceno (costa sul de Santa Catarina, 28°29’ S). O terceiro manuscrito (ver, capítulo IV) avalia os impactos do aumento do nível do mar nos manguezais tropicais do sudeste brasileiro (costa sul Espírito Santo, 20°41'S) durante o Holoceno e Antropoceno, usando uma abordagem multi-proxy. O quarto artigo científico (ver, capítulo V) aborda o estabelecimento dos manguezais na Baía de São Francisco do Sul (costa norte de Santa Catarina, 26°6'S), em resposta ao aquecimento global nos últimos 1000 anos. Os resultados indicaram uma transgressão marinha na costa sul de Santa Catarina (28°29’ S) e litoral da Louisiana (29° 09’ N) no Holoceno inicial. Este processo natural converteu ambientes lacustres em lagunas colonizadas por ervas adaptadas a ambiente estuarino. Na costa tropical brasileira o aumento do NRM no Holoceno médio (2-5 m acima do nível atual) foi determinante para o estabelecimento dos manguezais. Este comportamento foi observado em um estuário localizado na costa sul do Espírito Santo (20°41'S) onde uma planície herbácea foi gradualmente substituída por uma laguna cercada por manguezais entre ~6300 anos cal AP e ~4650 anos cal AP. No entanto, entre ~4650 anos cal AP e 2700 anos cal AP a laguna colonizada por manguezais em suas margens foi convertida em uma planície de maré ocupada por ervas, palmeiras e árvores/arbustos refletindo a redução da influência estuarina no Holoceno tardio, de acordo com a queda do NRM. A partir dos últimos mil anos ocorreu uma diminuição significativa na ocorrência de pólen de manguezal nos sedimentos das planícies de maré do sul do Espírito Santo (390 cal anos AP (1560 DC) e 77 cal anos AP (1873 DC), provavelmente causado por uma queda no NRM associada a Pequena Idade do Gelo (LIA). Estudos paleoclimáticos indicaram flutuações na temperatura durante LIA (380 a 50 anos cal AP) e MCA – Período Quente Medieval (950 a 750 anos cal AP) no Holoceno tardio e consequente mudança na vegetação no sul do Brasil. Estes eventos climáticos provavelmente influenciaram o aparecimento da sucessão de gêneros de manguezais na Baía de São Francisco do Sul (costa norte de Santa Catarina, 26°6' S). Os efeitos da queda e/ou estabilização do nível do mar no Holoceno tardio foram registrados na costa sul catarinense (Laguna, 28°29′S) através da mudança na geomorfologia costeira. Neste mesmo período no litoral de Louisiana (29°09′N), sedimentos arenosos (sedimentos overwash) foram depositados nesses estuários refletindo a migração gradual desses sedimentos em direção ao continente provavelmente resultado de eventos de tempestade. As tendências de NRM na costa sul brasileira (Laguna, 28°29′S) e norte americana (litoral da Louisiana, 29°09′N) a partir do Holoceno médio foram as mesmas apresentando condições físico-químicas apropriadas para o desenvolvimento de manguezais, como ocorreu no litoral do Espírito Santo (~6300 anos cal AP) e na Baía de São Francisco do sul (~1500 anos cal AP). Entretanto, não foram registrados grãos de pólen de manguezal nos sedimentos do atual limite austral (Laguna, 28°29′S) e boreal (litoral da Louisiana, 29°09′N) dos manguezais americanos durante o Holoceno. Neste intervalo de tempo ocorreu uma contribuição significativa de matéria orgânica de origem estuarina em planícies de maré ocupadas por Spartina sp. Em relação ao aquecimento global e aumento do NRM no Antropoceno um aumento de pólen de manguezal nos testemunhos sedimentares do Espírito Santo (20°40'S) refletiram a migração do mangue para planícies arenosas topograficamente mais elevadas anteriormente dominada por vegetação herbácea. Em relação aos manguezais de Laguna (atual limite austral dos manguezais americanos, 28°29′S), análises de pólen e datações de 14C e 210Pb indicaram que os manguezais foram estabelecidos sob influência estuarina entre ~ 1957 e 1986 DC, representados por árvores de Laguncularia sp. Análises espaço temporal com base em imagens de satélite e drone indicaram que os manguezais vêm se expandindo nas últimas décadas com introdução de novos gêneros de mangue. Em nossa área de estudo na Baía de São Francisco do Sul (costa norte de Santa Catarina, 26°6' S), análises palinológicas e datação 14C revelaram que os manguezais se estabeleceram em torno de ~ 1500 anos cal AP representados por Laguncularia sp. seguido por Avicennia sp. (~500 anos cal AP) e Rhizophora sp. apenas no último século. Provavelmente, essa sucessão de gêneros de manguezais foi causada por uma tendência de aquecimento na América do Sul durante o Holoceno tardio e as árvores de Rhizophora sp. pelo aquecimento durante o Antropoceno. Em relação aos manguezais localizados no litoral da Louisiana registros históricos indicaram a presença de pequenos arbustos de Avicennia sp. no início do século XX. Atualmente, estudos de sensoriamento remoto coordenado por Cohen (2021) indicam uma expansão latitudinal de Avicennia sp. colonizando áreas que eram anteriormente ocupadas por Spartina sp. após duas décadas de invernos quentes. Portanto, os manguezais migraram dos trópicos para zonas temperadas na medida que as temperaturas mínimas de inverno aumentaram durante o Holoceno. No entanto, os manguezais de Laguna e Louisiana (atual limite dos manguezais sul e norte americano) estabeleceram- se apenas no início e meado do século XXI, respectivamente. Tal dinâmica dos manguezais americanos estudados na presente tese foi causada provavelmente pelo aquecimento global natural do Holoceno e intensificado durante o Antropoceno. Esse processo também causou um aumento do nível do mar que resultou na migração dos manguezais de zonas baixas para novas planícies de maré mais elevadas.

Quando introduzidos no ambiente, os materiais plásticos podem ter vários destinos, sendo um deles a fragmentação. A contínua degradação e fragmentação dos materiais plásticos origina os chamados microplásticos (MP), partículas com tamanhos que variam de 5 mm a 1 µm de grande potencial de dispersão. Quando em ambientes poluídos, os microplásticos tendem a se tornar superfícies de adsorção para poluentes hidrofóbicos de forma mais eficiente do que partículas sólidas naturais, como os Hidrocarbonetos Policíclicos Aromáticos (HPA). Os HPA são poluentes orgânicos que podem ter sua origem tanto de forma natural quanto antrópica. Assim como os microplásticos, os HPA possuem uma alta persistência no meio ambiente, e por apresentarem propriedades mutagênicas e potencialmente carcinogênicas quando absorvidos pelo metabolismo humano e de organismos aquáticos são extremamente perigosos. Por sua característica tóxica e nociva à saúde ambiental e humana, dezesseis HPA são definidos como prioritários em estudos ambientais pela Agência de Proteção Ambiental dos Estados Unidos (US EPA). Diversos estudos avaliaram a ocorrência de microplásticos e HPA individualmente em matrizes ambientais, mas ainda são poucos os que investigaram a associação desses dois poluentes. Sendo assim, especialmente no Brasil, existe uma necessidade de expansão de trabalhos a respeito dessa temática. O presente trabalho tem por objetivo investigar a ocorrência e concentração de Hidrocarbonetos Policíclicos Aromáticos em microplásticos presentes em sedimentos praiais de oito estados costeiros brasileiros, verificar sua composição e possíveis fontes dos compostos para os MP nas áreas estudadas, relacionando o acumulo dos MP e presença dos HPA considerando os fatores de uso de terra e socioambientais de cada região, e por fim avaliar o potencial tóxico e de contaminação dos HPA através dos MP para organismos aquáticos. Amostras de sedimentos superficiais foram coletadas na linha de maré alta das faixas praiais de locais potencialmente poluídos nas praias do Ver-o-Rio e Farol (PA), Iracema (CE), Boa Viagem (PE), Porto da Barra (BA), Curva da Jurema (ES), Arpoador e Botafogo (RJ), Praia Grande, Santos e São Vicente (SP), e Praia Grande (RS). Em laboratório utilizando uma solução hipersalina e um sistema de filtração, os MP foram separados dos sedimentos. Os HPA foram extraídos utilizando três tipos de microplásticos, sendo estes 0,2-0,3 g de fragmentos e pellets, e 0,02 g de EPS (isopor) e analisados em Cromatógrafo a Gás acoplado a um Espectrômetro de Massas com Triplo Quadrupolo (GC/MS/MS). Foi possível detectar quatorze dos dezesseis HPA estudados, onde a concentração total de HPA (Σ-HPA) variou de 0,25 a 71,60 ng g-1 entre as amostras e os tipos de MP. Na região Norte e Nordeste, as baixas concentrações (0,31 a 71,60 ng g-1) dos HPA nos MP aparentam estar relacionadas aos intensos processos hidrodinâmicos atuantes. As concentrações do Naftaleno nas amostras de isopor estiveram acima do Threshold Effect Level (TEL > 35) nas amostras coletadas em Pernambuco e Bahia, e próxima no Ceará (70,15, 36,97 e 33,28 ng g-1, respectivamente); sendo assim, efeitos nos organismos podem ocorrer devido a esse composto. As regiões Sudeste e Sul são as únicas que apresentaram estudos anteriores de HPA em MP, foi então possível realizar uma melhor comparação e discussão dos dados obtidos no presente estudo. As fontes de HPA para o meio e consequentemente para os MP foram atribuídas à contribuição antropogênica (petrogênica e pirogênica). As maiores concentrações de HPA foram encontradas nas amostras de isopor, sugerindo que esse tipo de MP pode ter considerável contribuição na dispersão desses contaminantes especialmente em locais mais poluídos. Por fim, conclui-se que os HPA estão presentes em todos os estados brasileiros estudados e sua ocorrência foi evidenciada pela adsorção deles em MP coletados em ambientes praiais. Esses contaminantes orgânicos originam-se tanto petrogênica como pirogenicamente, sendo as principais fontes para os locais avaliados são as atividades industriais e portuárias, o descarte inadequado de efluentes, e o escoamento superficial urbano por águas pluviais.

O fósforo é um elemento de múltiplas funções perante a manutenção da vida. Suas principais atribuições estão relacionadas ao seu papel de nutriente, em que atua nos organismos como componente estrutural de moléculas e na produção de energia. Por essas atribuições, o elemento é fundamentalmente requerido dentro da cadeia alimentar, sendo essencial no desenvolvimento dos vegetais, e por isso, altamente demandado no setor primário da economia. Por sua elevada reatividade com oxigênio, o fósforo encontra-se na crosta terrestre sob a forma iônica de 3- ortofosfato (PO4), distribuído como minerais fosfáticos que constituem as rochas, principais ontes para a produção de fertilizantes de fósforo. Por ser um recurso natural finito com crescente e acelerado consumo, suas reservas tendem a uma premente escassez. Devido a isso, busca-se cada vez mais por inovação e otimização de processos de produção secundária (reciclagem de fósforo), além de estratégias inteligentes de uso das fontes primárias. Nesse contexto, buscou-se nesse trabalho ampliar os estudos sobre fosfatos amazônicos no que concerne caracterização-diferenciação, e ainda, propor uma otimização na reciclagem de fósforo por precipitação de estruvita a partir de solução aquosa. Para alcançar o primeiro objetivo, fosfatos de três diferentes origens geológicas (ígnea, intempérica e biogenética), na região amazônica, foram diferenciados por espectroscopia de infravermelho com transformadas de Fourier (FTIR). As medidas foram realizadas nas regiões do infravermelho próximo e médio pelos métodos de: transmissão, reflectância difusa (DRIFT) e total atenuada (ATR). Além disso, análises complementares de difratometria de raios-X e fluorescência de raios-X também foram realizadas. Os resultados revelaram que os métodos por transmissão e DRIFT são os mais adequados e recomenda-se utilizá-los, quando possível, de maneira conjunta. As bandas características de PO4 foram observadas em todos os espectros nas faixas entre 1200 – 984 cm- 1 e 634 – 450 cm-1. A diferenciação dos materiais foi dada pela presença de bandas: (CO3)2- nos fosfatos ígneos, Al2OH nos fosfatos intempéricos e NH4 no de origem biogenética. Ao final, um banco de dados espectral para fosfatos foi estabelecido e as assinaturas espectrais catalogadas. Para alcançar o segundo objetivo, uma otimização do processo de recuperação de P de soluções aquosas por meio de síntese de estruvita foi realizada, e para tal, uma metodologia de planejamento experimental sequencial (DOE) foi aplicada. Um planejamento Plackett- Burman seguido de um Doehlert atuaram na definição dos fatores significativamente influentes no processo de precipitação de estruvita e para otimização empregou-se a metodologia de superfície de resposta em conjunto com a função desejabilidade. As respostas foram: recuperação de fósforo (medida química usual), padrão difratométrico e entalpia de decomposição da estruvita (medidas físicas não usuais nesse tipo de estudo, portanto uma inovação). Além disso, análises complementares de espectroscopia de fluorescência de raios-X, espectroscopia de infravermelho, granulometria a laser e microscopia eletrônica de varredura foram realizadas nos produtos. Os resultados permitiram definir as melhores condições de síntese: pH (10,2), razão N/P (≥4) e concentração inicial de fósforo (183,5 mg/L), com recuperação de fósforo superior à 70% e formação de estruvita e K-estruvita. Por fim, pode-se dizer que propostas avançadas relacionadas a caracterização química e estrutural, e otimização de processo concernentes a fosfatos foram estabelecidas com base em dois métodos: um analítico (espectroscopia IV) e outro físico-químico (precipitação). Ambas as metodologias de investigação explanadas neste estudo contribuem na busca de soluções alternativas de geração e uso dos recursos fosfáticos.

Desde a década de 80, o mapeamento de uso e cobertura da terra (LULC) tornou-se uma tarefa científica comum. No entanto, a identificação sistemática e contínua de qualquer uso ou cobertura terrestre, seja em escala global ou regional, exige grande capacidade de armazenamento e processamento. Esta tese apresenta dois fluxos de processamento de dados orbitais, gerenciados por computação em nuvem para avaliar: 1) a extensão anual dos manguezais brasileiros de 1985 a 2018, em conjunto com a criação e avaliação de um novo índice espectral, o Índice Modular de Reconhecimento de Manguezais (MMRI), que foi projetado especificamente para melhor discriminar as florestas de manguezal da vegetação circundante; e 2) a situação anual da aquicultura e da salicultura nas planícies costeiras do Brasil, de 1985 a 2019. No que se refere ao item 1, a cobertura do manguezal apresentou dois períodos de ocupação distintas, 1985-1998 e 1999-2018. O primeiro período mostra uma tendência ascendente, que parece estar mais relacionada à distribuição temporalmente desigual dos dados Landsat do que à regeneração dos manguezais brasileiros. No segundo período, foi registrada uma tendência de perda de área de manguezal, atingindo até 2% das florestas de manguezal. Em uma escala regional, ~ 80% da cobertura de manguezais do Brasil está localizada na Amazônia, nos estados do Maranhão, Pará e Amapá. Em termos de persistência, ~ 75% dos manguezais brasileiros permaneceram inalterados por duas décadas ou mais, em especial na Amazônia. Já no que tange o item 2, faz-se importante lembrar que a aquicultura e a produção de sal, são dois dos mais clássicos usos da terra costeiros em todo o mundo. No Brasil não é diferente, ambos os usos compõem atividade econômica relevante na Zona Costeira Brasileira (BCZ). No entanto, a discriminação automática de tais atividades, dissociando-as de coberturas ou usos outros, igualmente relacionados a presença de água em superfície, não é uma tarefa fácil. Espectralmente falando, água é água e, a menos que apresente uma alta concentração de compostos opticamente ativos, pouco se consegue fazer para dissociar uma variedade de alvos aquosos. Nesse sentido, Redes Neurais Convolucionais (CNN) têm a vantagem de prever o rótulo de determinado pixel, fornecendo como entrada uma região/local (patches ou chips) no entorno desse pixel. Juntas, a natureza convolucional das CNN, bem como a utilização de mecanismos de segmentação semântica, fornecem ao classificador U-Net, um tipo de CNN, a capacidade de acessar o “domínio do contexto” ao em vez de apenas valores de pixel isolados. Apoiados no domínio do contexto, em detrimento ao domínio puramente espectral, os resultados obtidos nesta tese mostram que as aquiculturas/salinas ocupavam ~356 km² em 1985 e ~544 km² em 2019, refletindo uma expansão de 52% (~188 km²), um aumento de 1,5x em 35 anos de ocupação da BCZ. De 1997 a 2015, a área aquícola cresceu por um fator de ~1.7x, saltando de 349 km² para 583 km², 67% de expansão. Regionalmente, em 2019, o setor Nordeste concentra 93% das superfícies aquícolas/salineiras da BCZ, 6% situa-se no Sudeste e 1% no Sul. Curiosamente, apesar de apresentar extensas zonas costeiras e condições adequadas para o desenvolvimento de diferentes produtos aquícolas, a Amazônia não apresenta sinais relevantes de infraestrutura aquícola/salineira ao longo das 3 décadas analisadas.

O Complexo Porto Nacional (CPN) está inserido na porção centro-norte da Província Tocantins, como parte da porção norte do Maciço de Goiás, o qual representa um microcontinente do Paleoproterozoico remanescente da tectônica do evento Brasiliano, responsável pela edificação dos orógenos Araguaia, Brasília incluindo o Arco Magmático de Goiás, e Paraguai. O CPN constitui uma faixa de rochas de alto grau metamórfico na direção NE-SW, afetado pela Zona de Cisalhamento Porto Nacional, integrante do Lineamento Transbrasiliano, e reúne, dominantemente, ortogranulitos de composição variada (granulitos máficos, enderbitos, charnoenderbitos e charnockitos) com menor ocorrência de paragnaisses aluminosos, ortognaisses tonalíticos mais ou menos migmatizados e granitoides tipo-S. Estudos petrográficos identificaram as seguintes paragêneses metamórficas: Opx + Cpx + Pl ± Hb (granulito máficos); Opx + Cpx + Pl + Qtz ± Mc ± Bt ± Hb (enderbitos); Pl ± Mc + Qtz + Bt + Grt ± Sil ± Ky ± Grf (cianita-sillimanita-granada gnaisses). Esses dados revelam atuação do metamorfismo de alto grau, em condições da fácies granulito com pico metamórfico alcançando temperatura e pressão acima de 850 ºC e 8 kbar, respectivamente. Para os estudos geocronológicos foram selecionadas duas amostras de enderbitos e duas de sillimanita-granada gnaisses onde foram aplicados os métodos U-Pb-Hf em zircão e U-Pb em monazita, respectivamente. As imagens de catodoluminescência dos cristais de zircão dos enderbitos revelam dois tipos: (I) cristais prismáticos longos com contornos irregulares, homogêneos e sem zoneamento evidente; (II) cristais prismáticos curtos com um núcleo interno bem definido, envolvido por uma zona externa com tonalidade mais clara, sugerindo sobrecrescimento metamórfico. As imagens de monazita dos paragnaisses obtidas por elétrons retroespalhados mostraram cristais homogêneos arredondados a subarredondados, sem estruturação interna. Os resultados geocronológicos U-Pb em zircão do núcleo dos cristais apontaram idade de 2,16 Ga, e das bordas valores mais baixos (2,09 Ga), interpretando-se como idade de cristalização de cristais ígneos dos protólitos tonalíticos, e idade do metamorfismo de alto grau, respectivamente. Em outro enderbito, a idade de cristais de zircão também apresentou valores mais baixos, da ordem de 2,09 Ga, reforçando a interpretação de serem zircões metamórficos. Os valores da razão  Th/U  dos  cristais  de  zircão  das  amostras  variam  de  0,04  –  0,95  e  0,01  –  1,15, respectivamente,  sugerindo  origem  metamórfica  e  magmática.  As  idades-modelo  Hf-TDMC obtidas nos mesmos cristais de zircão analisados sugerem dois episódios de formação de crosta que deu origem a essas rochas: uma fonte do Sideriano (2,40 a 2,48 Ga) e outra do Neo- Mesoarqueano (2,52 a 3,01 Ga). Os parâmetros petrogenéticos ƐHf(t) positivos (+3,9 a +5,2) evidenciam derivação a partir de fonte mantélica para o material do Sideriano, enquanto que os parâmetros petrogenéticos ƐHf(t) negativos e positivos (-4,6 a +3,3) evidenciam derivação a partir de mistura entre material crustal e juvenil para o material do Neo-Mesoarqueano. Os resultados geocronológicos U-Pb em monazita dos paragnaisses apontam valores de idades de 2,09 Ga e 2,10 Ga, levemente abaixo do valor obtido nos zircões metamórficos dos enderbitos e confirmam a idade do metamorfismo de alto grau que afetou o CPN no Paleoproterozoico. Isto vem demonstrar a atuação do metamorfismo em condições da fácies granulito quase contemporâneo à cristalização magmática dos protólitos. Essa cronologia tem representatividade em outros terrenos metamórficos de alto grau do Brasil e de outros países, a exemplo dos granulitos do Cráton Oeste Africano (Cinturão Limpopo); Cráton São Francisco, na Bahia, representado pelo cinturão granulítico do Bloco Itabuna-Salvador-Curaçá e, em Minas Gerais no embasamento do Orógeno Araçuaí; pelas faixas granulíticas do Domínio Bacajá do Cráton Amazônico e do Bloco Amapá; e pelo Escudo das Guianas. A análise dos dados geocronológicos demonstra que as idades de cristalização e de metamorfismo obtidas são resultantes de processos ocorridos durante um período restrito no Riaciano.

O Neoproterozoico foi marcado por intensas mudanças climáticas que foram acompanhadas pela reorganização das massas continentais a nível global. Estes eventos climáticos estão representados pelas glaciações globais Sturtiana e Marinoana registradas nas rochas do período Criogeniano. O rearranjo das massas continentais esteve marcado pela ruptura do supercontinente Rodinia (870 – 750 Ma) e posterior colisões intracratônicas (600 Ma) que geraram a amalgamação de Gondwana, que por sua vez originou diversos orógenos como o Cinturão Araguaia. Esta unidade geotectônica neoproterozóica situada na porção norte da Província Tocantins, é composta pelas rochas sedimentares do Supergrupo Baixo Araguaia, que está subdividido nos grupos Estrondo e Tocantins. O Grupo Tocantins é constituído pelas formações Pequizeiro e Couto Magalhães. Na região de Redenção, a empresa WMC Resources Ltda furou vários testemunhos de sondagem, denominados de SMD, para desvendar a gênese do prospecto São Martim. Inicialmente, as rochas carbonáticas e siliciclásticas sem indícios de metamorfismo, nestes testemunhos (SMD 08 e SMD 15), foram posicionadas na Formação Couto Magalhães. Contudo, a definição original desta unidade envolve rochas com metamorfismo de baixo grau. Este fato motivou uma revisão litoestratigráfica da Formação Couto Magalhães que ocorre em subsuperfície na região de Redenção, além da reconstituição paleoambiental proposta no trabalho original. Assim, esta unidade foi redefinida, na região de estudo, exclusivamente com base em suas características litológicas e denominadas de Formação São Martim (rochas carbonáticas) e Formação Rio Arraias (rochas siliciclásticas). Devido aos poucos testemunhos que existem não é possível definir sua extensão lateral em subsuperfície. Para alcançar os objetivos propostos foram realizadas análises faciológicas, prográficas e geoquímicas isotópicas, assim como interpretações de microfácies sedimentares e microestruturas glaciais. A porção mais basal dos testemunhos é caracterizada pela ocorrência de formações ferríferas bandadas (Banded Iron Formation, BIF) que são interpretadas como o assoalho da bacia, estas formações tem idade e similitude composicional correlacionável com as BIF’s da Formação Carajás. Na sequência sobrejacente foram definidas dezenove fácies sedimentares que foram agrupadas em quatro associações de fácies correspondentes. Na Formação São Martim as rochas carbonáticas são interpretadas como o registro de um ambiente de plataforma carbonática (AF1) que se encontra em contato discordante com os BIF’s. A Formação Rio Arraias é caracterizada pelos depósitos de turbiditos de planície de talude ricos em lama-areia (AF2), glacial (AF3) e turbiditos de planície de talude ricos em areia (AF4). As idades destas rochas foram inferidas a partir do levantamento bibliográfico. Idades meso-arqueanas (2.952,3 ± 7,3 Ma e 2.994,0 ± 5,8 Ma) dos BIF´s foram determinadas com base em dados U-Pb (SHRIMP) de zircões detríticos. Não há idades disponíveis para os carbonatos da Formação São Martim. As idades obtidas para as rochas siliciclástica da Formação Rio Arraias estão baseadas na metodologia Pb/Pb em pirita clástica (716 a 670 Ma), piritas diagenéticas (668– 616 Ma) e pirita em veios (438 Ma – 394 Ma). Assim como idades Sm/Nd de proveniência sedimentar entre 1660 Ma, 1710 Ma e 1720 Ma em clastos de diamictitos da Formação Rio Arraias. Adicionalmente, foram datadas rochas piroclásticas riolíticas (idades U-Pb) de 634±21 e 624±11 Ma sobrepostas diretamente aos depósitos glaciais da Formação Rio Arraias. Conforme estas idades geocronológicas são inferidas neste trabalho uma idade criogeniana para a sequência sedimentar carbonática-siliciclástica. O primeiro evento de sedimentação após a formação das BIF’s foi à deposição de sedimentos carbonáticos que compõem a AF1, o contato entre estas duas associações é abrupto e caracterizado pela presença de uma fina camada de folhelho negro. A AF1 é constituída na porção basal por mudstone pseudonodular a pseudolaminar, as quais apresentam estruturas geradas por compactação química como dissolution seams e estilólitos, além de finos níveis de tufo vulcânico, na porção superior se encontram as fácies de brecha carbonática e siltito com laminação ondulada. O segundo evento de deposição foi possivelmente marcado pela subsidência da bacia gerada pelo fechamento pós-colisional dos crátons Amazônico com São Francisco/Congo, onde se depositou a AF2 que é composta por arenitos maciços e com laminação plano-paralela, truncada por onda e deformada, ritmitos com laminação plano-paralela e truncada por onda, pelitos maciços e com laminação plano-paralela. O terceiro evento de sedimentação ocorreu no máximo avanço glacial e subsequente rebaixamento do nível do mar, com a deposição dos materiais correspondentes à AF3. Esta associação está constituída por diamictitos foliados e maciços associados à deposição de sedimentos a partir de geleiras que avançam nos corpos de água. A transição entre a AF2 e AF3, apresenta camadas com deformações possivelmente produzidas por glaciotectônica. O quarto evento de sedimentação está marcado por um rápido degelo acompanhado de um aumento do nível do mar que aumentou o potencial de preservação dos depósitos subglaciais e possivelmente controlou a deposição dos materiais da AF4. Esta associação é composta por arenitos maciços e com laminação plano-paralela, ondulada, truncada por onda e deformada, em menor proporção ritmitos com laminação plano-paralela e truncada por onda e finas camadas de pelitos maciços, além de dois níveis de brecha siliciclástica. Em resumo, é proposta uma nova definição litoestratigráfica neoproterozoica para o Cinturão Araguaia que sugere pela primeira vez que a plataforma, em determinados  períodos,  esteve  submetida  a  processos  glaciais  possivelmente  dentro  do contexto de Snowball Earth, precisamente a glaciação Marinoana.

Sedimentos estuarinos fornecem um registro de longo prazo do acúmulo de metais traço de fontes ribeirinhas, atmosféricas e antropogênicas. A liberação de metais traços de fontes pontuais é amplamente controlada pelos processos naturais de intemperismo físico e químico das rochas, além de perturbações antropogênicas poderem ocorrer em grande escala. Além das fontes antropogênicas difusas, os metais podem enriquecer os sedimentos estuarinos por meio de tintas anti-incrustantes com teores elevados de metais (Cu, Zn, Pb), que são aplicadas em casco de navios e a muitas estruturas submersas para impedir o crescimento de organismos como bactérias, macroalgas, mexilhões, bivalves e invertebrados. As assinaturas isotópicas de Pb são ferramentas úteis para investigar as fontes e a mobilidade de metais traços em sistemas estuarinos e permitem distinguir entre fontes geogênicas e contribuições antropogênicas. Nos últimos anos, vários estudos isotópicos de Pb com essa finalidade foram conduzidos no sistema hidrográfico de Belém. O objetivo deste trabalho é a aplicação da geoquímica isotópica de Pb em sedimentos de fundo, material particulado em suspensão (MPS) e fragmentos de embarcações com tinta anti-incrustante de vários estaleiros da baía do Guajará e do rio Maguari, na região metropolitana de Belém, PA. Com o intuito de verificar se as tintas utilizadas nos estaleiros podem ser consideradas uma fonte pontual de contaminação por Pb. Foram coletadas amostras de sedimento de fundo em 9 estações ao longo dos setores norte e sul da orla de Belém, na margem direita da baía do Guajará e 3 no rio Maguari nas proximidades dos estaleiros, 6 amostras de material particulado em suspensão e 4 amostras de fragmentos de casco de embarcações. Amostras de sedimentos de fundo da desembocadura do Canal do Una (3 amostras) e do rio Paracui (1 amostra) também foram coletadas. Por fim, uma amostra de sedimento de fundo foi também amostrada na Ilha da Barra, no meio da Baía do Guajará, como referência do background geogênico. Foram realizadas análises químicas do Pb biodisponível nas amostras de sedimentos de fundo por espectrometria de emissão óptica em plasma indutivamente acoplado (ICP-OES) e análises isotópicas de Pb em todas as amostras por espectrometria de massa em plasma indutivamente acoplado com setor magnético e multicoletores (ICP-MS). Nas amostras de sedimentos de fundo dos estaleiros da orla de Belém e do rio Maguari, ocorrem variações importantes de concentrações de Pb da fração biodisponível, desde valor similar ao ponto de referência (11 mg kg-1) até teores de 25 mg kg-1.   Essas variações sugerem processos incipientes de ação antrópica. Ainda assim, os teores estão dentro do patamar das concentrações encontradas até agora e não mostram evidências de uma contribuição significativa de Pb ligada à proximidade dos estaleiros. Os intervalos similares de concentração de Pb biodisponível entre os diversos setores estudados (setores norte e sul da orla de Belém e rio Maguari) mostram que não há nenhum padrão claro de distribuição dos teores do Pb nos setores estudados. Essas concentrações, se mostraram sistematicamente inferiores aos valores de referência TEL (35 mg kg-1) e PEL (91,3 mg kg-1), dessa forma indicando que o Pb não está causando efeitos danosos a biota, nessas áreas do sistema guajarino. No setor norte da orla de Belém e ao longo do rio Maguari, as variações de razões isotópicas 206Pb/207Pb estão dentro do intervalo do ponto de referência da Ilha da Barra e dos valores considerados geogênicos em trabalhos anteriores (1,189 – 1,197). Apenas o ponto identificado como “cemitério de embarcações” apresentou uma menor razão (206Pb/207Pb = 1,183) e pode indicar um aumento de contribuição antropogênica de Pb pela deterioração das embarcações abandonadas e do estaleiro em atividade. No setor sul da orla de Belém, praticamente todos os sedimentos dos estaleiros e da desembocadura do canal do Una apresentaram razões isotópicas 206Pb/207Pb mais baixos (1,163 e 1,178), apontando contribuição antropogênica. Aparentemente essa contribuição antropogênica difusa está relacionada ao canal do Una e também à maior concentração de estaleiros e de outras possíveis fontes de metais. Em complemento, a comparação da composição isotópica de Pb dos sedimentos da desembocadura dos canais de drenagem dos setores norte e sul da orla de Belém sugere a existência de uma relação entre contribuição antropogênica e tamanho das bacias de drenagem, densidade populacional e atividades urbanas. Não foi encontrada nenhuma correlação entre as razões isotópicas 206Pb/207Pb dos sedimentos de fundo e MPS correspondente, entretanto todos os pontos mostraram uma linha de tendência, confirmando a mistura entre as diversas fontes de Pb tanto para os sedimentos quanto para o material em suspensão. As assinaturas isotópicas dos fragmentos de casco+tintas se posicionam na mesma linha de tendência estabelecida entre um polo geogênico e um polo antropogênico (aerossóis), para o sistema hidrográfico de Belém, impossibilitando evidenciar uma fonte antropogênica específica de Pb proveniente dos estaleiros. A comparação dessas assinaturas dos fragmentos com os sedimentos de fundo dos estaleiros indica que essa possível fonte antropogênica entra como apenas um dos componentes subordinados da contribuição antropogênica difusa da baía do Guajará. Por fim, com base nos dados deste estudo e nos trabalhos já desenvolvidos no sistema hidrográfico de Belém, propõe- se estender o intervalo de razão isotópica 206Pb/207Pb do Pb geogênico para 1,189 – 1,204 para o sistema hidrográfico de Belém como um todo.

Depósitos siliciclásticos mississipianos ocorrem nas regiões leste a sudoeste da Bacia do Parnaíba, com área de afloramento alongada segundo orientação N-S acompanhando o contorno geológico desta bacia. A Formação Poti está inserida em um contexto de início de recuo dos mares interiores, com rebaixamento do nível do mar, que posteriormente durante a deposição da Formação Pedra de Fogo, interrompeu a conexão existente com a Bacia do Amazonas. Esta unidade está inserida ao topo da Sequência Mesodevoniana-Eocarbonífera, Grupo Canindé, sendo composta por arenitos cinzas, siltitos e folhelhos depositados em ambientes de deltas e planície de maré com influência de tempestade. Este trabalho definiu as sequências deposicionais e os paleoambientes da sucessão sedimentar correspondente à Formação Poti, na porção leste da Bacia do Parnaíba. A região de estudo situa-se entre os municípios de Barão do Grajaú (MA) e Nazaré do Piauí (PI), onde nove pontos foram descritos às margens das rodovias BR-230 e BR- 343, em cortes de estradas, exposições próximas a drenagens intermitentes e em barragem próxima a cidade de Nazaré do Piauí. Os métodos empregados consistiram principalmente em análise de fácies, elementos arquiteturais e estratigráfica, além de análise petrográfica e de DRX para melhor classificação e identificação mineral das rochas. Foram individualizadas quinze fácies sedimentares, reunidas em 3 associações de fácies (AF). A associação de fácies AF1 – Fluvial entrelaçado – é composta por lente de folhelho (Fl), camadas de arenitos médios a grossos com estratificação plano paralela (App) a estratificação cruzada planar (Acp) na base, sotoposta por arenitos maciços (Am) e com estratificações cruzadas acanalada (Aca), de baixo ângulo (Aba), planar (Acp), tabular (Atb) e tangencial (Atg), com orientação preferencial para NW, organizados em ciclos granodecrescentes ascendentes. A organização destas fácies individualizaram sete elementos arquiteturais: depósitos de barras de acreção lateral (AL) e frontal (AF), lençóis de areia laminados (LL), formas arenosas (FA) e canais (CHa, CHm, CHp). A AF2 – Frente deltaica – possui as fácies arenito com laminação cruzada (Alc) e com laminação ondulada (Alo), arenitos finos a médios com estratificação cruzada sigmoidal (As) e maciços (Am), compondo ciclos granocrescentes ascendentes, em camadas tabulares e lobadas, com paleocorrentes para NW. A associação de fácies AF3 – Plataforma de maré e onda – ocorre sotoposta aos depósitos AF2, com contato abrupto, composta por pelitos com laminação plano-paralela (Ap), arenitos finos com laminação cruzada cavalgante (Alc) com recobrimento argiloso, ondulada (Alo), bem como arenitos maciços (Am) e com estratificações cruzadas hummocky (Ah), swaley (Aes), sigmoidal (As) e plano paralela (App). Acamamentos heterolíticos do tipo linsen a flaser ocorrem na base da  associação,  com ritmitos de maré e wave generated tidal bundles. Localmente são observadas escape de fluidos, laminações convolutas e ball-and-pillow. As camadas são tabulares, lateralmente contínuas e com geometria de canal no topo desta sucessão. A análise petrográfica permitiu a classificação de quartzo-arenitos para os depósitos de AF1 e subarcósios para os referentes às associações AF2 e AF3. Para as exposições estudadas, foram identificadas 3 sequências estratigráficas, divididas por 4 superficies. A Seq. 1 corresponde ao intervalo com depósitos de tempestitos da Formação Longá representando um TSMA, limitada por limite de sequência tipo 1 (S1) do fluvial da Formação Poti (AF1). A Seq. 2 tem início pelo TSMB, representado por depósitos de fluvial entrelaçado (AF1) e de frente deltaica (AF2), estas separadas por um limite (S2). Após, rochas da unidade de plataforma de maré e onda (AF3) são separadas dos depósitos transicionais (AF1 e AF2) por uma superfície transgressiva (S3), representando um TST e final da Seq. 2 na Formação Poti. A Seq. 2 é separada dos depósitos de fluvial entrelaçado da Formação Piauí acima, por uma superfície de limite de sequência do tipo 1 (S4). A Seq. 3 é representada pelo fluvial entrelaçado do Piauí, sendo um TSMB. O empilhamento estratigráfico e as correlações dos perfis estudados revelaram a existência de uma transgressão na Formação Poti. O estabelecimento dos ambientes flúvio-costeiros com pontos de gelo da Formação Poti, corroboram a regressão inicial da Sequência 2, com posterior derretimento contribuindo para a transgressão que possivelmente deu origem aos depósitos plataformais dominados por onda e maré (AF3). Tal transgressão pode ser interpretada como de curta duração (short term transgression), visto que em escala regional a Formação Poti na Bacia do Parnaíba é regressiva.

A Província Mineral Tapajós (PMT) está localizada na parte centro-sul do Cráton Amazônico e é considerada uma das principais províncias metalogenéticas do Brasil. Uma parte significativa da província compreende rochas vulcânicas e vulcanoclásticas félsicas e granitos, formados predominantemente em dois intervalos, 2,02 a 1,95 Ga e 1,91 a 1,87 Ga, pertencentes a várias unidades estratigráficas e litodêmicas. A partir de dados obtidos em trabalho de campo, petrografia e geofísica aérea de alta resolução nos permitiram produzir um novo mapa na escala de 1: 100.000 para a porção sudeste da PMT, onde localiza-se o depósito de ouro e prata (Cu-Pb-Zn) Coringa. Identificamos duas novas unidades geológicas: (1) as rochas vulcânicas e piroclásticas da Formação Vila Riozinho, anteriormente atribuídas ao Grupo Iriri, incluindo uma fácies aqui definida dessa formação, que compreende um grupo de rochas com o maior conteúdo magnético da região (Formação Vila Riozinho -fácies piroclástica magnética), e (2) o Feldspato Alcalino Granito Serra (FAGS), que é intrusivo na Formação Vila Riozinho (FVR). Essas unidades representam as rochas hospedeiras do depósito Coringa. As rochas da FVR representam um arco magmático cálcio-alcalino de alto K a shoshoníticas. Existem semelhanças nos padrões de LILE e HFSE e nos diagramas multielementares com as rochas graníticas da Suíte Intrusiva Creporizão (SIC). A contemporaneidade entre essas unidades reforça uma possível correlação petrogenética e converge para a hipótese de fontes semelhantes, de provável refusão de rochas de arco. Os dados isotópicos revelaram comportamento semelhante entre VRF, FAGS e a Suíte Intrusiva Maloquinha e apresentam valores negativos de εNd; no entanto, indica rochas derivadas de fontes enriquecidas (rochas da crosta antiga). Portanto, essas unidades tiveram a mesma fonte durante o ajuste tectônico e a evolução crustal da PMT. Desta forma, representa um estágio pós-colisão transcorrente que se seguiu à colisão do Arco Magmático de Cuiú-Cuiú relacionado ao evento vulcano-plutônico Orosiano (2033-2005 Ma). Com base nas informações geocronológicas disponíveis, essas unidades podem ser associadas a um evento vulcano-plutônico que ocorreu no período Orosiriano, a cerca de 1,98 Ga. O depósito de Au- Ag (Cu-Pb-Zn) Coringa ocorre essencialmente em veios que seguem a estruturação regional (NNW-SSE). Hospeda-se nas rochas vulcânicas e piroclásticas das fácies piroclástica magnética da Formação Vila Riozinho (ignimbritos, tufos e brechas) e o Feldspato Alcalino Granito Serra, com predominância das rochas supracrustais. Os processos hidrotermais afetaram   todos   os   litotipos   associados   à   mineralização,   produzindo   alteração   distal (carbonato-clorita-epidoto), alteração intermediária-proximal (sericita-pirita) e alteração proximal (clorita-hematita). Os veios mineralizados são geralmente compostos por quartzo + pirita + calcopirita + galena + esfalerita + electrum + clorita + sericita. Os grãos de ouro ocorrem como inclusões ou preenchendo fraturas na pirita. Os fluidos apresentam baixa salinidade, rico em H2O e pobre em CO2, com evidência de mistura (magmática-meteórica), e a presença de adulária e Mn-calcita são características diagnósticas desse depósito. Todas as características convergem para confirmar um depósito epitermal de intermediária sulfetação como modelo genético para o depósito Coringa.

Estudos prévios na região de Parnaíba estiveram focados no lineamento Pirapemas, na estabilização de um campo de dunas, na evolução do Delta do Parnaíba e em mudanças da linha de costa. No entanto, estudos adicionais ainda são necessários para desenvolver um modelo evolutivo no Pleistoceno Superior e Holoceno. A área de estudo está localizada na Bacia do Ceará, os depósitos quaternários estão sobrepostos a rochas do embasamento. Esses depósitos correspondem a areias eólicas, depósitos fluviais e depósitos de maré. Este estudo tem como objetivo propor um modelo evolutivo, com base nas seguintes técnicas: a) descrição de fácies; b) datação por luminescência oticamente estimulada (LOE); e c) sensoriamento remoto. Amostras foram coletadas para LOE, análise granulométrica e textural, catodoluminescência de quartzo (CL) e minerais pesados. Os depósitos quaternários mais antigos estão relacionados a campos de dunas cortados por rios entrelaçados. O cenário atual apresenta uma nova fase de formação de dunas com direção do vento NE-SW, as áreas interdunas são desenvolvidas próximas ao lençol freático, enquanto os manguezais estão presentes no Noroeste. O Rio Parnaíba é uma das feições mais importantes devido ao suprimento de sedimentos. Foram descritas 17 fácies, organizadas em 9 associações de fácies auxiliadas pelas unidades morfoestratigráficas. A AF1- rios entrelaçados é caracterizada por material grosso com alto conteúdo de clastos de quartzo e cimentação por ferro; AF2 - campo de dunas - ocupa a área sul e está associada às formas estabilizadas pela vegetação e aos depósitos eólicos atuais no Norte. A AF3 - área de deflação interduna - está associada à AF2, formada em áreas de depressão e com subsequente crescimento da vegetação. AF4 - canais de maré, AF5 - manguezais e AF6 - planície de maré, estão nos principais canais de maré com direção preferencial NW-SE. AF7 - shoreline - corresponde aos depósitos relacionados à ação das ondas. O rio meandrante AF8 está cortando todos os depósitos e é caracterizado por uma grande planície de inundação, o lacustre AF9 está associado a depósitos de sedimentos finos formados em canais represados. As amostras coletadas contêm quartzo com alta sensibilidade à luminescência. A taxa de dose varia de 0,585 ± 0,06 a 1,55 ± 0,07 Gy / ka. As idades obtidas variam de 2,1 ± 0,41 a 86,1 ± 6,4 ka e representam a evolução de um sistema eólico. Os sedimentos apresentaram formas subangulosas a subarredondadas com esfericidade média; a catodoluminescência do quartzo indicou uma fonte associada com rochas metamórficas e ígneas intrusivas o que é concordante com a assembleia de minerais pesados onde predominam os minerais ZTR e a cianita. Foi feito um modelo evolutivo para os últimos 86 ka, começando com a coalescência de processos fluviais e eólicos (>86 ka), represamento dos principais canais pela sedimentação eólica (86-20 ka), a estabilização das dunas por mudanças climáticas associadas à migração da Zona de Convergência Intertropical (20 a 10 ka), e a implementação de extensas áreas de manguezais desde os 10 ka até o presente. Essa configuração revela um modelo completo para o desenvolvimento de dunas transgressivas.

Estromatólitos dômicos gigantes, associados a estruturas tubulares, são registrados pela pri- meira vez na sequência de capa carbonática Puga, no sudeste do Cráton Amazônico, região de Tangará da Serra, Brasil. Os mounds gigantes bem preservados com cúpulas dômicas indivi- dualizadas, com expressivo relevo sinóptico, métrico a decamétrico atingem cerca de 12 m de diâmetro e até 10 m de altura, formando um biostroma lateralmente contínuo por aproxima- damente 200 m. Este trabalho teve como objetivo descrever e atestar sua biogenicidade a ocorrência de estromatólitos gigantes na sequência de capa Carbonática Puga, levando em consideração seus aspectos macro, meso e microscópicos e determinar a relação estratigráfica das fácies: biogênicas, formada por processos de organomineralização, sejam eles bioinduzi- dos ou bioinfluênciados com as demais fácies inorgânicas, originadas por precipitação e/ou processos sedimentares (mecânicos) e por fim propor um modelo evolutivo para os giant stromatolites com as demais fácies, fornecendo novas inferências para a hidrodinâmica do mar epicontinental, do SE do cráton amazônico. O começo do Ediacarano é marcado por ma- res epicontinentais, rasos e estratificados, formados por águas hipersalinas e densas, contras- tando com as águas de degelo, leves e ricas em nutrientes. A origem dos estromatólitos gigan- tes é produto de uma soma de fatores paleoambientais anômalos, ocorridos após a glaciação Marinoana (635Ma).O substrato de diamicton foi colonizado por comunidades microbianas extremorfilas, halofilas, em águas hipersalinas com pouca ou nenhuma influência direta de processos hidrodinâmicos, formando estromatólitos estratiformes com cimento de pseudo- morfos de gipsita. Com o avanço das condições de greenhouse, ocorre uma contínua geração do espaço de acomodação, ocasionada pela elevação do nível do mar, influenciada pela trans- gressão sin-deglacial e pelo ajuste glacioisotatíco (GIA) que ocasionou soerguimento da zona costeira e a mistura das águas. A mistura das águas foi essencial para os desenvolvimentos das esteiras microbianas, pois a água de degelo, rica em nutrientes, produto do intenso intem- perismo pós-glacial condicionando um aumento da alcalinidade e de elementos essenciais para a proliferação de comunidades microbianas. As comunidades microbianas desenvolve- ram-se incialmente em equilíbrio com a constante migração da zona fótica, ocasionada pelo gradual aumento do nível do mar. Com o fim da influência do GIA o espaço de acomodação passa a ser controlado apenas pela transgressão pós-glacial, acarretando uma maior influência nos processos hidrodinâmicos, registrado no expressivo relevo sinóptico. A soma destas con- dições teria propiciado o desenvolvimento de comunidades microbianas que viriam a se tornar mounds estromatolíticos gigantes, com relevo sinóptico métrico a decamétrico. O constante aumento de energia, acarretaria o retrabalhamentos das esteiras microbianas, gerando macro- peloides. O registro demonstra uma alternância de lâminas de macropeloides e estromatolíti- cas, o que sugere que em momentos de estabilização, havia uma tentativa de colonização das comunidades microbianas. O declínio dos estromatólitos gigantes, no sudeste do Cráton Amazônico, estaria relacionado ao auge das condições de greenhouse, com um aumento da influência da transgressão pós-glacial que condicionaria uma entrada maciça de siliciclásticos, promovendo o soterramento das comunidades microbianas e o súbito aumento do nível do mar. Assim, os estratos estromatolíticos foram sucedidos por uma fábrica calcária, induzidas principalmente por processos inorgânicos, em um mar saturado em CaCO3.

A cidade de Belém, ao norte do Brasil, conhecida como a metrópole da Amazônia, nasceu às margens da baía d Guajará em 12 de janeiro de 1616, com a denominação de Nossa Senhora de Belém do Grão-Pará, capital da província do Grão-Pará, hoje estado brasileiro do Pará. Hoje, Belém ainda estampa em seus edifícios dos períodos colonial e imperial, revestimentos em argamassa de cal que protegem as estruturas seculares e mantém vivo o testemunho de como este material era produzido no passado, início de sua história. Ao longo dos anos, inúmeras patologias podem atingir estas argamassas, o que prejudica tanto a sua estética quanto a sua funcionalidade. Tais patologias estão relacionadas a: umidade, eflorescência salina, colonização biológica e/ou ações antrópicas. Uma vez deterioradas, as argamassas necessitam de manutenção, consolidação ou substituição, procedimentos de difícil execução que podem levar à utilização de materiais inadequados. Por isso, é fundamental que sejam adotadas estratégias adequadas de coleta e caracterização do material antigo, visto que em estudos voltados para a ciência do restauro é necessário que a concepção da intervenção seja por meio da reconstituição dos materiais originais. Assim, o objetivo principal da tese consiste na determinação das principais características e propriedades das argamassas históricas de Belém do Pará dos séculos XVIII e XIX, bem como propor argamassas de restauro compatíveis com o material histórico, empregando resíduos da indústria do caulim para cobertura de papel. Para isto, a tese foi estruturada em três artigos independentes e de temáticas complementares, que abordam o caso das argamassas históricas de Belém do Pará, desde a sua caracterização até a proposta de argamassas de restauro: 1) Investigação de argamassa histórica de Belém do Pará, Norte do Brasil; 2) Como estimar a relação ligante:agregado das argamassas históricas à base da cal aérea para restauração?; e 3) O uso de resíduo industrial da região amazônica em argamassas de restauro de cal-metacaulim: avaliação de compatibilidade. Assim, foram determinadas as características físicas, químicas e mineralógicas, bem como as propriedades físicas e mecânicas do material histórico e do material de restauro. Os resultados possibilitaram a caracterização das argamassas históricas de Belém do Pará apontando seus principais componentes, suas funções e possíveis fontes de matéria-prima, além de indicar o uso de técnicas analíticas adequadas à quantificação da relação ligante:agregado, as quais obtiveram boa acurácia e precisão em seus resultados. Ainda, os resultados mostram uma vasta gama de características e propriedades obtidas por meio das argamassas de restauro, que podem servir como parâmetro de comparação com outros estudos ou mesmo para aplicações práticas em alvenarias históricas. Ao final foi possível identificar as argamassas de restauro mais compatíveis com as argamassas históricas de Belém do Pará, Norte do Brasil.

A história da transição do Jurássico ao Eocretáceo (~200 a 100 Ma) nas bacias do Norte do Brasil foi marcada por mudanças paleoambientais, paleoclimáticas e paleogeográficas expressivas relacionadas à fragmentação do Supercontinente Pangéia. Este evento foi concomitante com a abertura do Oceano Atlântico Central (ca. 190 Ma) e instalação de extensas províncias ígneas (LIPs) como a Província Magmática do Atlântico Central (CAMP). Esses eventos precederam a ruptura do West Gondwana e, no Brasil, estão registrados principalmente nas bacias intracratônicas do Solimões, Amazonas e Parnaíba. Os eventos extrusivos relacionados a CAMP ocorrem apenas na Bacia do Parnaíba e são registrados em basaltos da Formação do Mosquito de idade jurássica inferior (199, 7 ± 2,45 Ma). Estas rochas ocorrem intercaladas com arenitos e pelitos (depósitos intertrap) e são recobertas discordantemente pelas formações Corda e Pastos Bons do Cretáceo inferior. As análises de fácies e petrográficas realizadas em afloramentos e testemunhos de sondagem da sucessão Jurássica-Cretácea, exposta nas regiões centro-oeste e sudeste da Bacia do Parnaíba revelaram trinta e quatro fácies sedimentares agrupadas em 8 associações de fácies representativas de sistemas desérticos úmidos implantados sobre uma planície vulcânica basáltica (formações Mosquito e Corda) e de sistemas lacustres (depósitos intertrap e Formação Pastos Bons). Os arenitos intertrap são interpretados com depósitos fluvio- eólicos, são intensamente silicificados, com grãos arredondados a subangulosos de granulometria fina a grossa, além de grânulos e seixos de rocha vulcânica, quartzo e, subordinadamente, feldspato. Os canais fluviais com dunas subaquosas e lençóis arenosos foram incisos no substrato basáltico e enxurradas favoreceram a infiltração mecânica de argilas no sedimento e formando cutículas sobre os grãos. Lateralmente ao sistema fluvial coexistiam dunas eólicas indicadas pelo registro de arenitos finos a médios, com grãos arredondados e foscos, exibindo estratificações cruzadas de baixo ângulo e tabular de pequeno porte. As áreas topograficamente mais rebaixadas favoreceram a formação de depósitos interdunares e de lagos rasos registrados por ritmito arenito- lamito silicificado com acamamento ondulado e estruturas de adesão. O fluxo de calor e a atividade hidrotérmica relacionados a colocação dos derrames basálticos aceleraram a devitrificação dos clastos vulcânicos, liberando sílica e culminando na precipitação eodiagenética de calcedônia e, subordinadamente, megaquartzo, zeólita poiquilotópica e óxidos de Fe e Ti, reduzindo a porosidade e a permeabilidade dificultando os processos da diagênese de soterramento pós- jurássicos. No intervalo entre o Jurássico Superior ao Cretáceo Inferior, a diminuição das isotermas e da carga crustal induzida pelo peso dos corpos de basalto propiciou a implantação do sistema desértico húmido Corda. Este sistema desértico é composto por depósitos de campo de dunas, canais fluviais efêmeros e perenes com migração preferencial para o sudeste. Os depósitos de campo de dunas consistem em arenitos finos a médios com grãos arredondados e foscos, exibindo estratificações cruzadas tabulares e tangenciais de pequena a média escala, além de estratificação plano-paralela e laminação cruzada cavalgante subcrítica. Os depósitos de interdunas úmidas são constituídos por arenitos finos a médios formando ciclos centimétricos com topos marcados por paleossolos indicados por horizontes mosqueados ricos em óxido-hidróxido de ferro, bioturbações, laminação ondulada, estruturas de adesão e gretas de dissecação. O sistema fluvial Corda provavelmente alimentou o lago Pastos Bons implantado no depocentro da bacia durante o Cretáceo Inferior. Estes depósitos fluviais são constituídos predominantemente por conglomerados com grânulos e seixos angulosos de basalto, arenitos finos a grossos com estratificações cruzadas acanaladas e sigmoidais, laminação cruzada e acamamento maciço, e subordinadamente argilitos. Depósitos de lençol de areia são compostos de arenitos finos a grossos, com laminação plano-paralela, estratificação cruzada de baixo ângulo, laminação cruzada cavalgante subcrítica, estruturas de adesão, gutter casts e estruturas de sobrecarga. O cimento de zeólita poiquilotópica é representado pela laumontita e estilbita-Ca, ocorrendo principalmente nos depósitos de dunas. Esta cimentação foi produzida pela interação da percolação de fluído no substrato vulcânico intemperizado. A reativação desse sistema diagenético foi desencadeada pelo magmatismo cretáceo pós-CAMP (Formação Sardinha) que influenciou e acelerou as reações químicas em um sistema diagenético hidrológico aberto com pH alcalino, baixa PCO2, depleção de K+ e alta razão Si/Al. A fase eodiagenética do arenito Corda, em baixas temperaturas foi marcada pela precipitação de franjas de calcita, estilbita-Ca e compactação mecânica. Com o aumento da temperatura ocorreu a precipitação da laumontita. Em oposição a fase de laumontita foi precipitada em temperaturas mais elevadas. Esta pesquisa permitiu ampliar o conhecimento principalmente sobre: 1) os processos e produtos relacionados à interação entre a sedimentação continental e a erupção fissural do basalto ligada ao último evento magmático da CAMP; 2) os mecanismos de cimentação precoce anômala que dificultou a diagênese tardia desses depósitos; e 3) o papel do aquecimento pós-CAMP na reativação desse sistema diagenético do Cretáceo. Este novo entendimento é uma assinatura no reconhecimento dos depósitos Jurássico-Cretáceos da Bacia do Parnaíba, que pode ser usado para a correlação com outras bacias do Gondwana Oeste.

O Cinturão Gurupi é um orógeno Neoproterozoico de orientação NNW-SSE desenvolvido na borda sul-sudoeste do Fragmento Cratônico São Luis, de idade Paleoproterozoica. Este cinturão é composto por sequências metavulcanossedimentares, gnaisses e várias gerações de rochas plutônicas que representam fragmentos retrabalhados da borda cratônica e porções do embasamento sobre o qual se ergueu o Cinturão Gurupi no Neoproterozoico. A Formação Chega Tudo é uma sequência metavulcanossedimentar do Riaciano, que se caracteriza por ser uma faixa estreita e alongada segundo a direção NW-SE, que se confunde com a Zona de Cisalhamento Tentugal, principal controladora das mineralizações auríferas do cinturão. As rochas dessa unidade apresentam-se invariavelmente xistosas e/ou milonitizadas, localmente dobradas, sendo esta unidade composta por uma alternância de rochas metavulcânicas, metavulcanoclásticas e metassedimentares. O Alvo Enche Concha é um dos prospectos auríferos hospedados na Formação Chega Tudo e aquisão apresentados estudos para melhor definição de suas características geológicas e aspectos genéticos. Os resultados mostram que as rochas hospedeiras são filitos, dacitos e zonas de brechas. Os filitos são rochas de coloração preta esverdeadas, constituídas essencialmente por quartzo, micas e carbonato. Os dacitos são rochas de coloração cinza esbranquiçada constituídas basicamente  por plagioclásio e quartzo. As zonas brechadas são rochas fragmentárias, não coesas, sem trama tectônica evidente e constituídas por fragmentos de veios de quartzo e carbonato e por fragmentos de filito. Os tipos de alteração hidrotermal definidos são: (i) silicificação, (ii) sericitização, (iii) carbonatação e (iv) sulfetação, além da deposição do ouro. Foram identificados na associação de sulfetos pirita (predominante), esfalerita e calcopirita. O ouro ocorre como inclusões nos três sulfetos, com teores de até 6%, como identificado em análises por Microscopia Eletrônica de Varredura. As inclusões fluidas ocorrem em veios de quartzo e foram classificadas como do tipo 1 (aquocarbônicas bifásicas - H2Olíquido - CO2líquido ou H2Olíquido - CO2vapor), e do tipo 2 (aquosas monofásicas e bifásicas - H2Olíquido e H2Olíquido - H2Ovapor). As inclusões do tipo 1 forneceram valores de temperatura de fusão do CO2 (TfCO2) entre -56,6 e -57,3º C, o que permite inferir que o principal componente volátil da fase carbônica dessas inclusões é o CO2. Os valores de temperatura de homogeneização do CO2 (ThCO2) estão entre 12 e 25,6º C (densidade global entre 0,7 e 1 g/cm3, densidade do CO2 entre 0,2 e 1 g/cm3). Quanto a temperatura de fusão do clatrato (TfClat) foram obtidos resultados entre 6 e 8,4º C, o que define salinidades entre 4,4 e 5,3% em peso equivalente de NaCl. A temperatura de homogeneização total (Tht) dessas inclusões variou entre 251 e 369º C, com homogeneização para os estados líquido e vapor. As inclusões do tipo 2 apresentaram valores de temperatura de fusão do gelo (Tfg) entre -0,1 e -4,1º C, com temperaturas de homogeneização total (Tht) entre 167 e 342º C e homogeneização para a fase líquida. Estas inclusões apresentaram valores baixos de salinidade, entre 0,18 e 6,3% em peso equivalente de NaCl, e densidade global entre 0,7 e 0,9 g/cm3. A coexistência de inclusões aquosas e aquocarbônicas em um mesmo intervalo de Tht, além de inclusões que homogeneizaram para a fase líquida e para a fase vapor, sugerem processos de imiscibilidade de fluidos. A composição isotópica do oxigênio e carbono foi determinada em quartzo e calcita hidrotermais e do hidrogênio foi determinada em inclusões fluidas. O quartzo mostra valores de δ18O de +15,25 a +17,74‰. Os valores de δ18O e δ13C em calcita variam, respectivamente, entre +14,32 e +16,24‰ e -9,83 a -15,12‰. Valores de δ13C inferiores a - 10‰ sugerem contribuição de C orgânico das rochas encaixantes. Valores de δD obtidos dos fluidos de inclusões forneceram resultados de -25 e 28‰. O conjunto de valores (O-H) sugere composição metamórfica para os fluidos mineralizantes. A composição isotópica do estrôncio obtida em calcita hidrotermal mostra baixas razões 87Sr/86Sr, que variam de 0,702699 e 0,705141, sendo pouco radiogênicas. Estes resultados indicam origem de fontes profundas da crosta inferior ou manto e não devem ter contribuição das rochas regionais do Cinturão Gurupi. Os dados integrados indicam que a mineralização no Alvo Enche Concha possui características muito similares às dos demais depósitos de ouro orogênico do Cinturão Gurupi.

Próximo ao limite dos estados do Pará e Mato Grosso, contexto do Cráton Amazônico, distante aproximadamente 90 km a oeste do distrito de Vila Mandi, município de Santana do Araguaia (PA), ocorre o inédito vulcano–plutonismo denominado Complexo máfico-carbonatítico Santana. É formado por um membro inferior máfico-ultramáfico com litofácies plutono– vulcânica e outra vulcanoclástica; bem como por um membro superior carbonatítico com litofácies plutônica, efusiva e outra vulcanoclástico originadas em ambiente de caldeira vulcânica com amplas zonas de alterações hidrotermais e estruturas circulares geneticamente relacionadas. Esse conjunto foi parcialmente afetado pelo severo intemperismo Amazônico, produzindo supergenicamente o depósito de fosfato Serra da Capivara. Apesar de especulativo, o Complexo máfico-carbonatítico Santana é do Paleoproterozoico, já que invade as sequências vulcano–plutônicas paleoproterozoicas formações Cinco Estrelas e Vila Mandi (1980–1880 Ma) e é capeado por rochas sedimentares também da mesma Era. O membro inferior máfico- ultramáfico contém litofácies com piroxenito e subordinados ijolito e apatitito que afloram em amplos lajedos. No geral o piroxenito possui granulação média com augita (~ 90% vol.), ceilonita (MgAl2O4), magnesio-riebeckita e olivina substituída por argilominerais (saponita). O ijolito é formado por fenocristais de clinopiroxênio e nefelina imersos em matriz fina com nefelina, calcita e magnetita intersticiais. Blocos de apatitito são compostos de apatita de granulação média (~ 98% vol.) e calcita. As rochas vulcânicas dessa litofácies são blocos isolados métricos de basalto alcalino e apatitito fino. Esse basalto apresenta granulação fina com mineralogia essencial composta por plagioclásio e augita. Além disso, ocorre uma intensa cimentação de calcita na forma de esférulos com calcita e quartzo, além de intersticiais pirita, óxidos de ferro, apatita, barita, rutilo, celestina e monazita. Essa textura mostra uma relação de imiscibilidade entre o magma silicático e o carbonatítico. Vulcanismo autoclástico a explosivo é materializado por litofácies com depósitos mal selecionados de brecha polimítica maciça, lapilli-tufo, tufo de cristais e tufo de cinzas. As rochas autoclásticas revelam textura vulcanoclástica formada por clastos angulosos originados da autofragmentação da litofácies plutono–vulcânica máfica-ultramáfica. Depósitos epiclásticos vulcanogênicos cobrem todas as litofácies anteriores. O membro superior carbonatítico contém litofácies com calcita- carbonatito grosso (sövito) amarelo-avermelhado com calcita (85–90%) subédrica a euédrica e variações para calcita magnesiana ferrífera e dolomita, além de acessórios como magnetita, hematita, feldspato potássico e pirita. Esse litotipo é seccionado por veios de carbonatito fino intensamente hidrotermalizado. Ocorre raro apatitito grosso que representa o protominério do depósito. Litofácies vulcânica efusiva revela calcita-carbonatito fino (alviquito) rico em calcita (80–85% vol.) com texturas variando de porfirítica equigranular fina, além de hematita, magnetita, feldspato potássico e pirita. Litofácies mal selecionada de vulcanismo explosivo carbonatítico contém tufo de cristais, lapilli-tufo e brecha polimítica maciça formados por clastos angulosos provenientes das encaixantes e do próprio complexo. Stocks e diques sieníticos invadem o conjunto. A principal alteração magmática hidrotermal do complexo é representada por rochas carbonatíticas hidrotermalizadas de colorações avermelhadas, vermelho amarronzado e amarelado. A paragênese mineral encontrada foi barita + fluorapatita + dolomita ± quartzo ± rutilo ± calcopirita ± pirita ± monazita ± magnetita ± hematita. Essa alteração ocorre de três maneiras distintas; 1) nas zonas mais profundas, onde os minerais encontrados foram barita, fluorapatita e dolomita em alterações pervasivas a fissurais associadas a carbonatitos finos profundos. 2) No sövito, de estilo intersticial fraco com mineralogia semelhante às alterações profundas. 3) no alviquito com alterações intersticiais intensas e formação de quartzo hidrotermal associado a barita, fluorapatita, dolomita, monazita, celestina e rutilo. A assembleia mineral das alterações mais profundas aponta para fluídos inicialmente ricos em sulfato, magnésio, fósforo e CO2 com origem na transição entre as fases tardi-magmática a hidrotermal. Ao passar para fases mais superficiais do vulcanismo, houve assimilação de SiO2 das rochas encaixantes evidenciados pela formação de quartzo intersticial no alviquito. O ambiente interpretado de caldeira vulcânica ocorre na interceptação de falhas regionais NE–SW e NW–SE com até 40 km de extensão e que serviram como conduto profundo do magma percursor do complexo. A raiz do sistema é representada por rochas máfico- ultramáficas e carbonatitos plutônicos. A fase pré-caldeira envolveu intensa degaseificação e atividades hidrotermais em função da evolução magmática, bem como ascensão por falhas lístricas e colocação em superfície de grande volume de lavas carbonatíticas (alviquitos) que construíram o extinto edifício vulcânico. O colapso dessa estrutura e o abatimento topográfico coincidiu com vulcanismo explosivo e formação dos litotipos vulcanoclásticos, representando a cobertura intra-caldeira. Os sienitos tardios podem representar a fase pós-caldeira e selagem das estruturas. A paragênese hidrotermal identificada no Complexo máfico-carbonatítico Santana mostra importante potencial metalogenético para elementos terras raras e fosfato e representa um guia prospectivo em terrenos proterozoicos do Cráton Amazônico, a exemplo de outras áreas do planeta.

A Província Borborema se estende por aproximadamente 450.000 km2 no nordeste do Brasil e representa uma unidade geotectônica complexa, caracterizada por uma colagem de blocos crustais com diferentes idades, origens e evolução. Compreende domínios, como o Complexo Granjeiro, cujo embasamento gnáissico paleoproterozóico altamente deformado incluem localmente núcleos arqueanos que se alternam com remanescentes de rochas supracrustais paleoproterozóicas e neoproterozóicas, sendo todo conjunto intrudido por numerosos corpos graníticos de idade Brasiliana (ca. 0.60-0.50 Ga) colocados ao longo de zonas de cisalhamento. Na região de Granjeiro-Várzea Alegre (CE), a norte do Lineamento Patos, um conjunto variado de rochas forma um sistema imbricado, do tipo Duplex, cujas unidades apresentam diferentes idades. Estudos geocronológicos U-Pb e Lu- Hf em zircão por espectrometria de massa com laser ablation (LA-ICP-MS) foram realizados em 5 amostras e forneceram idades de cristalização para Hornblenda-Biotita Gnaisse tonalítico 2549 ± 16 Ma (OG-07) 2532 ± 10 Ma (OG-03) do Complexo Granjeiro; Hornblenda ortognaisse tonalítico 2354 ± 15 Ma (OG-05) do Complexo Arrojado; Hornblenda-Biotita Gnaisse monzogranítico 2224 ± 12 Ma (OG-09) da Suíte Várzea Alegre e para o Biotita Monzogranito 570 ± 6 Ma (G-2)       do Arco Magmático Pereiro. As assinaturas isotópicas de Hf (zircão) e Nd (rocha total) forneceram idades-modelo (Hf-TDM; Nd-TDM) para essas rochas, respectivamente: OG-07 (2,75 a 2,93 Ga; 2,54 Ga), OG-03 (2,70 a 2,96 Ga e 2,75 Ga), OG-05 (2,92 a 3,06 Ga; 2,96 Ga) e OG-09 (2,84 a 3,01 Ga; 2,90 Ga) e para o granitoide G-02 (2,94 a 3,27 Ga; 2,10 Ga). Os parâmetros ƐHf (t) e ƐNd (t) para essas rochas, respectivamente, foram OG-07 (ƐHf: +1,41 a +4,33; ƐNd: +2,81) e OG-03 (ƐHf: +3,16 a +4,79; ƐNd: –0,37) sugerem a contribuição de fontes juvenis nos protólitos dessas rochas; OG-05 (ƐHf: –0,28 a –4,11; ƐNd: –0,23) e OG-09 (ƐHf - 3,86 a -1,15; ƐNd: –5,31) sugere retrabalhamento de fonte crustal arqueana na gênese do protólito dessas rochas. Os valores do granitoide G-02 (ƐHf: –23,70 a –29,15; ƐNd: –20,10) são fortemente negativos sugerindo que o magma que originou essas rochas é produto de retrabalhamento de fontes paleoproterozoicas (riaciana-sideriana) a mesoarqueana. Os resultados isotópicos integrados (U-Pb e Hf-Nd) permitiram então a identificação de pelo menos 4 eventos tectono-magmáticos na região de Granjeiro-Várzea Alegre. O intervalo de idade (ca. 2,54-2,53 Ga) e assinaturas juvenis marcam um momento de crescimento crustal arqueano relacionado ao embasamento do Complexo Granjeiro. Também foi reconhecida uma formação de crosta paleoproterozoica (ca. 2,35 Ga), correlacionada ao Complexo Arrojado, cujos valores negativos de ƐHf e ƐNd sugerem uma gênese a partir de fontes derivadas de crosta arqueana retrabalhada. As rochas do Complexo Granjeiro teriam sido deformadas e assimiladas em um evento de crescimento crustal ca. 2,22 Ga, que teria gerado as rochas da Suíte Várzea Alegre. A idade de 570 Ma registra o último episódio magmático identificado e marca o desenvolvimento das zonas de cisalhamento da Província Borborema que afetaram e deformaram as rochas arqueanas e paleoproterozoicas desse domínio.

Este trabalho objetivou identificar o estabelecimento e a expansão dos manguezais no litoral norte de Santa Catarina durante o Holoceno tardio. Para isso, foram integrados dados polínicos, datações 14C, indicadores geoquímicos orgânicos (δ13C, C:N, NT e COT) e resultados de análises sedimentares. Esses dados foram obtidos a partir das análises realizadas em dois testemunhos sedimentares, coletados com a utilização de um amostrador Russo, na Baía da Babitonga (SF7 e SF8), litoral norte de Santa Catarina. Os dados revelam depósitos típicos de canal de maré e planície de maré ao longo dos testemunhos. O depósito de canal de maré foi acumulado entre >1692 anos cal AP até ~ 667 anos cal AP, ocorrendo na base dos testemunhos. Esse depósito é formado por areia fina a média com estratificação plano-paralela (fácies Sp), estratificação cruzada (fácies Sc), laminação planar de baixo ângulo (fácies Sb) e areia maciça (fácies Sm). O depósito caracterizado como planície de maré apresentou idade a partir de ~1223 anos cal AP até o presente, constituído pelas fácies acamamento heterolítico flaser (Hf), acamamento heterolítico wavy (Hw), acamamento heterolítico lenticular (Hl) e lama com acamamento plano-paralelo (Mp). O conteúdo polínico preservado ao longo dos depósitos de canal de maré indica predomínio de árvores e arbustos, seguido de ervas e palmeiras oriundos das unidades de vegetação presentes tanto no entorno do canal como de regiões topograficamente mais elevadas. Apenas no testemunho SF8 foram encontrados grãos de pólen de manguezais, nessa associação de fácies. Os dados isotópicos de δ13C (-24,4 a - 21,47 ‰) e da razão C:N (4,77 a 20,81) revelaram uma forte contribuição de matéria orgânica marinha e de plantas terrestres C3. O canal de maré foi colmatado e permitiu o início da deposição da planície de maré. O depósito da planície de maré possui grande quantidade de fragmentos vegetais e o conteúdo polínico encontrado revela um predomínio de ervas, seguido de árvores, arbustos, palmeiras e manguezal. Os resultados de δ13C (-22,48 a -21,18‰) e da razão C:N (11,49 % a 19,89%) indicaram a contribuição de plantas terrestres C3 além da contribuição de matéria orgânica marinha. Assim, os dados do presente trabalho revelam que a implantação do manguezal começou a partir de aproximadamente 1692 anos cal AP, com o gênero Laguncularia, seguido de Avicennia, ainda na borda do canal de maré, e a partir de aproximadamente 586 anos cal AP observou-se a instalação e desenvolvimento do gênero Rhizophora. Os gêneros Laguncularia e Avicennia se estabeleceram inicialmente em substratos predominantemente arenosos e em seguida ocuparam também as intercalações de solo arenoso e siltoso. No ambiente de planície de maré, o gênero Rhizophora, se estabeleceu em substratos lamosos. Os manguezais dessa região se instalaram primeiramente nas regiões topograficamente mais elevadas e posteriormente se expandiram para as regiões mais baixas e mais próximas da baía, possivelmente devido à diminuição do nível relativo do mar registrado durante o Holoceno tardio, bem como à migração e preenchimento dos canais de maré. A ocorrência de grãos de pólen de Rhizophora nas profundidades mais próximas ao topo, possivelmente é resultado do aumento de temperatura registrado durante o Holoceno tardio. 

A Suíte Sanukitoide Rio Maria, inclusa no Domínio Rio Maria, porção sul da Província Carajás, é composta por granodioritos e rochas máficas e intermediárias associadas. Possui grandes exposições a norte da cidade de Redenção, a sul de Rio Maria, a leste da localidade de Bannach e nordeste de Xinguara, porção SE do Cráton Amazônico, sendo intrusiva em greenstones do Supergrupo Andorinhas, no Tonalito Arco Verde e no Complexo Tonalítico Caracol. Outras rochas granodioríticas correlacionáveis aos sanukitoides Rio Maria foram descritas nas regiões de Água Azul do Norte, Ourilândia do Norte, Serra do Inajá e região do Xingu, todas inseridas nos domínios da Província Carajás. Os sanukitoides Rio Maria são rochas metaluminosas, de afinidade cálcio-alcalina e enriquecidas em Mg, Cr e Ni em relação a outras rochas granodioríticas. Apresentam epidoto primário, zircão, allanita, titanita, apatita e magnetita como principais fases acessórias. Datações U-Pb e Pb-Pb em zircão definiram idades de cristalização de 2,87 Ga para essas rochas. A apatita é um mineral geralmente precoce na ordem de cristalização de rochas granitoides. Devido sua capacidade de incorporar em sua estrutura conteúdos variáveis de ETR e outros elementos-traço, como Na, K, Mn, F, Cl, Sr, Y, Pb, Ba, Th, U, V e As, tem sido utilizada como um bom indicador petrológico e metalogenético de sua rocha hospedeira. O principal objetivo desta dissertação foi o estudo morfológico e composicional, por microssonda eletrônica, de cristais de apatita de rochas granodioríticas da Suíte Sanukitoide Rio Maria, aflorantes nas regiões de Rio Maria, Ourilândia do Norte e Bannach, Domínio Rio Maria, Província Carajás. Para fins comparativos foram estudadas apatitas dos Leucogranodioritos ricos em Ba-Sr de Água Azul do Norte e do Trondhjemito Mogno da região de Bannach, ambos arqueanos. Foram comparadas, ainda, apatitas dos granitos paleoproterozoicos tipo A Seringa e Antônio Vicente, o primeiro fracamente oxidado e estéril, e o segundo, reduzido e mineralizado a Sn. As apatitas dos sanukitoides de Ourilândia do Norte possuem zoneamentos composicionais concêntricos a oscilatórios mais evidentes e complexos, com zonas claro-escuras bem definidas. Por outro lado, as apatitas dos sanukitoides de Rio Maria e Bannach formam cristais mais homogêneos, com zoneamento pouco evidente a inexistente. As apatitas do leucogranodiorito rico em Ba-Sr e do Trondhjemito Mogno são igualmente bem desenvolvidas (>150 µm), porém com raros zoneamentos restritos às bordas de alguns cristais. Inclusões de zircão são comuns apenas nas apatitas do Trondhjemito Mogno. No Granito Seringa, as apatitas são de granulação fina (<100 µm), subédricas a euédricas e com zoneamentos bem definidos, enquanto as do granito estanífero Antônio Vicente são pouco desenvolvidas (<30 µm), subarredondadas e isentas de zoneamentos composicionais. As principais variações composicionais entre as apatitas das rochas sanukitoides do Domínio Rio Maria estão, além de CaO, P2O5 e F, no conteúdo mais elevado de ETRL (La, Ce, Pr, Sm, Eu) encontradas nas apatitas de Ourilândia do Norte e Rio Maria em relação às de Bannach, as quais mostram concentrações mais baixas e trend sub-horizontal no diagrama (La+Ce+Pr+Sm) vs (Gd+Yb+Y). Este enriquecimento em ETR fica mais evidente no diagrama ƩETR+Y vs (La+Ce+Pr+Sm+Eu), onde as apatitas estudadas formam um trend de enriquecimento no sentido dos sanukitoides de Bannach – Rio Maria – Ourilândia do Norte. Com base nessa assinatura geoquímica são sugeridas fontes magmáticas similares e mais enriquecidas em ETRL para as apatitas de Ourilândia do Norte e Rio Maria. Por outro lado, as apatitas dos sanukitoides de Bannach apresentaram concentrações mais elevadas e variáveis de CaO, P2O5 e F e mais baixas de ETRL, sugerindo origem a partir de um magma composicionalmente diferente e mais empobrecido em ETRL. As apatitas do Trondhjemito Mogno e do leucogranodiorito rico em Ba-Sr são igualmente mais empobrecidas em ETRL e tendem a acompanhar nos diagramas as apatitas dos sanukitoides de Bannach, porém as apatitas dos leucogranodioritos mostram maior enriquecimento em Sr. O Granito Seringa possui apatitas mais enriquecidas em F e ETR+Y quando comparadas às apatitas das rochas arqueanas, e se destacam em todos os diagramas geoquímicos. Tal fato demonstra que composições de apatita podem ser utilizadas também para registrar processos petrogenéticos e diferenciar composições magmáticas que marcaram mudanças durante a evolução crustal de uma região, por exemplo, distinguindo entre granitoides arqueanos e paleoproterozoicos, sendo, desta forma, úteis em estudos de proveniência. Apatitas do granito paleoproterozoico Antônio Vicente, mineralizado em Sn, mostram concentrações elevadas de F, Mn, Fe, Y e ETR (exceto Eu), em relação aos demais granitoides, característica que pode ser utilizada como um bom indicador metalogenético

A parte leste do Escudo das Guianas está inserida na porção norte do Cráton Amazônico, mais especificamente na Província Maroni-Itacaiúnas (PMI), definida como uma faixa móvel paleoproterozoica acrescida a um bloco arqueano durante o evento Transamazônico (2,26-1,95 Ga). No estado do Amapá, norte do Brasil, o Domínio Paleoproterozoico Lourenço é constituido principalmente por terrenos gnáissicos, granitoides e greenstone riacianos, com relíquias de rochas arqueanas na sua porção mais meridional. A sul, o Bloco Amapá é definido como uma massa continental formada por unidades neo-mesoarqueanas (2,85-2,60 Ga) fortemente retrabalhadas no Paleoproterozoico durante o ciclo orogênico Transamazônico, granitoides e sequências supracrustais riacianos. A região de Tartarugalzinho, centro-leste do estado do Amapá, está localizada na transição entre o Domínio Paleoproterozoico Lourenço e o Bloco arqueano Amapá. Diversas suítes de granitoides foram identificadas nessa região (granitoides da Suíte Intrusiva Flexal, Tonalito Papa-Vento e Granito Vila Bom Jesus). Foram utilizadas as metodologias U-Pb e Lu-Hf em zircão por espectrometria de massa ICP-MS e laser ablation, Sm-Nd em rocha total por espectrometria de massa TIMS, análises geoquímicas e dados petrográficos com objetivo de melhor estabelecer os estágios evolutivos da orogênese Transamazônica, nos quais estão inseridos esses granitoides, bem como contribuir para a integração desta região aos modelos geodinâmicos propostos para o sudeste do Escudo das Guianas e investigar os processos de crescimento crustal vs. retrabalhamento durante o Paleoproterozoico na porção sul do Domínio Lourenço. Os dados geocronológicos U-Pb em zircão obtidos para a Suíte Intrusive Flexal (2176 ± 9 Ma, 2176 ± 5 Ma e 2166 ± 15 Ma ), para o Tonalito Papa- Vento (2131 ± 11 Ma) e para o Granito Vila Bom Jesus (2085 ± 16 Ma e 2078 ± 8 Ma) consolidaram a identificação dos episódios paleoproterozoicos (~2,18-2,15 Ga e ~2,08 Ga) para este setor meridional do Domínio Lourenço. As idades modelo Nd-TDM de 2,87-2,63 Ga e Hf-TDMC de 3,63-2,79 Ga arqueanas e os valores negativos de εNd(t) (- 2,74 a -5,43) e de εHf(t) (-1,40 a -15,65) indicam a mistura de material juvenil Riaciano com contribuição de um componente crustal arqueano na fonte desses magmas. A combinação dos dados geocronológios e geoquímicos permite reconhecer dois eventos distintos, o primeiro com assinatura calcio-alcalino a calcio-alcalino de alto-K, carater peraluminoso com evolução envolvendo estágios de subducção em ambientes de arcos magmáticos, e o segundo com assinatura calcio-alcalino a calcio-alcalino de alto-K, carater per- a metaluminoso, e afinidade com granitos syn- a pós-colisionais que poderia representar um estágio de colisão arco magmático – continente. Ainda é possivel correlacionar esses eventos na região central do Amapá aos dois episódios magmáticos principais que marcaram a evolução Transamazônica em todo o sudeste do Escudo das Guianas, o primeiro (a) estágio Mesoriaciano (2,18-2,13 Ga) relacionado a estágios de subducção e o segundo (b) estágio Neoriaciano (2,08-2,02 Ga) relacionado a estágios pós-colisionais. O conjunto de dados obtidos consolida a existência de dois episódios magmáticos (~2,18-2,15 Ga e ~2,08 Ga) e a participação de componentes crustais na fonte dos magmas que geraram estas rochas. dados geocronológicos e geoquímicos sugerem que a evolução Transamazônica da área envolve um contexto de arcos vulcânicos com posterior colisão arco-continente na borda do bloco arqueano, entretanto não se pode descartar a existência de um arco magmático continental.

O depósito aurífero Pedra Branca está hospedado em rochas metavulcânicas riacianas do Greenstone Belt Serra das Pipocas, Maciço de Troia, um dos principais embasamentos arqueano/paleoproterozoico da Província Borborema. O depósito é formado por quatro alvos principais, Mirador, Queimadas, Igrejinha e Coelho Central e foi, recentemente, incluído na classe dos depósitos de ouro orogênico hipozonais com base no contexto geológico, tipos de alterações hidrotermais e dados isotópicos obtidos para os alvos Mirador e Queimadas. No alvo Coelho Central, as principais rochas hospedeiras do ouro são ilmenita- e granada anfibolitos formados a partir de protólitos máficos. Ocorrências subordinadas de ouro foram reconhecidas também em lentes de metadacitos e metatonalitos hidrotermalizados encaixados nos anfibolitos. Zonas hidrotermalizadas com mineralização aurífera associada mostram associações minerais formadas em condições equivalentes à fácies anfibolito. Foram reconhecidas (i) Venulações cálcio-silicáticas (diopsídio, titanita, calcita, epidoto e sulfetos), (ii) Venulações com hornblenda, albita, biotita e granada, com pirrotita e ouro associado, (iii) Alteração potássica rica em biotita, com pirrotita, ouro e teluretos e (iv) Veios de quartzo com ouro livre. Registros hidrotermais pós-mineralização são evidenciados por (v) Bolsões com epidoto, titanita e calcita, (vi)   Cloritização e (vii) Carbonatação fissural rica em pirita, os quais marcam um estágio de deformação dúctil-rúptil, provavelmente já em condições de fácies xisto verde. O ouro ocorre principalmente como micropartículas inclusas em pirrotita, calcopirita, pentlandita e Co- pentlandita indicando sua associação com fases de enxofre, e subordinadamente com micropartículas livres em veios de quartzo. A associação metálica das zonas sulfetadas inclui ainda abundantes teluretos de Ag, Bi, Ni e Pb. A geotermometria por isótopos de O e H em silicatos hidrotermais estima um intervalo de temperatura entre 484 e 586 ºC para formação das alterações com ouro associado. A composição isotópica dos fluidos em equilíbrio com silicatos hidrotermais (quartzo, hornblenda, biotita, turmalina e titanita) mostra valores de δ18O (+6,8 a +10,7‰), δD (-58,4 a -35,5‰), tal como os valores de δ34S em sulfetos (-3,1 e +2,7‰) e de δ13C para calcita (-11,1 a -5,8‰), indicativos de fluidos oriundos de fonte magmático- hidrotermal profunda, com possível interação e mistura com fluidos da sequência Greenstone encaixante. Assembleias de inclusões fluidas reconhecidas em veios de quartzo revelam o predomínio de inclusões carbônicas, com densidade de até 1,15 g/cm3 e até 15 mol % de CH4, coexistentes com inclusões de nitrogênio, e também com variedades aquocarbônicas e aquosas de baixa salinidade (<9,7 % equiv. NaCl). Os critérios petrográficos e microtermométricos sugerem processo de imiscibilidade de um fluido CO2-H2O-NaCl-N2-CH4 como o responsável pela formação das inclusões observadas. Considerando este como o fluido mineralizador, desestabilização de complexos como Au(HS)-2 e precipitação de ouro e metais associados ocorreram por imiscibilidade e interação fluido-rocha, além de variações nas condições redox e pH do fluido entre 2,2 e 5,5 kbar (6,3 a 16,0 km). Tardiamente, um fluido com H2O-NaCl- CaCl2 circulou na área do alvo e contribuiu para a cristalização de calcita, com pirita e esfalerita associadas, em fraturas e falhas. As características acima apresentadas permitem ratificar o alvo Coelho Central e depósito associado como hospedeiros de uma mineralização aurífera hipozonal formada em condições de fácies anfibolito, a partir de fluidos magmáticos profundos ricos em CO2 que interagiram com a sequência metamórfica do Greenstone Belt Serra das Pipocas e precipitaram ouro e metais associados.

Perfis lateríticos imaturos são muito frequentes na Amazônia, a exemplo da região sul do estado do Pará. Porém eles são pouco estudados, embora possam ser portadores de importantes mineralizações como Au, Pt, Ni e Mn e mineralizações associadas a minerais resistatos (Sn, Nb-Ta, Y). Na região de Paragominas-Rondon do Pará essas formações por vezes dominam a paisagem local, sejam como depósitos autóctones sejam alóctones. Entender o processo de formação desses perfis para contribuir no entendimento da evolução geológica durante o Cenozóico nas regiões de Abel Figueiredo e Rondon do Pará é o objetivo deste trabalho. Dois perfis autóctones localizados na região Abel Figueiredo, Sudeste do Pará, sendo um deles no km 137 da BR-222 e o outro no km 138 da mesma rodovia foram selecionados para estudo textural, mineralógico e químico, além de caracterizar o conteúdo de minerais pesados e anatásio para permitir exercer discussões sobre a rocha fonte e processos evolutivos. Trabalhos de campo, difração de raios-X, microscopia óptica, eletrônica e análises químicas multielementares totais foram desenvolvidas. Os perfis em geral são equivalentes em termos de sucessão de horizontes, compreendendo da base para o topo por: horizonte argiloso, que está presente apenas no perfil do km 138, é de coloração marrom avermelhado com manchas brancas e aspecto maciço; Crosta ferroaluminosa colunar parcialmente desmantelada, de coloração marrom avermelhado escuro, de estrutura colunar, paralelizada por canais preenchidos por material silto-argiloso; Crosta ferroaluminosa nodular parcialmente desmantelada de coloração marrom avermelhada escura, com tons ocres, de estrutura nodular, microporosa e cavernosa; Horizonte subesferolítico do perfil do km 138 é representado por subesferólitos de coloração marrom avermelhada, envolvidos por matriz argilosa de coloração marrom amarelada, enquanto o equivalente do perfil do km 137 é denominado de horizonte esferolítico a nodular representado por esferólitos e nódulos envolvidos por matriz de cor marrom; Topsoil, é de consistência terrosa e homogênea, correlacionável aos latossolos da Amazônia. Esta estruturação a partir crosta ferroaluminosa colunar mostra grau crescente de desagregação bioquímica e física marcada pelo desmantelamento e fragmentação da crosta, pela ocorrência de padrão colunar e nódulos, e a cominuição dos fragmentos nodulares no topo dando lugar aos esferólitos/subesferólitos. Este padrão estrutural expressa um típico processo granodecrescente, culminando com o topsoil, dominantemente silto-argiloso. A mineralogia dos perfis lateríticos e topsoils consistem em hematita, goethita, caulinita, quartzo e como acessórios anatásio e minerais pesados (zircão, rutilo, turmalina, cianita e estaurolita) que descrevem uma clássica sucessão laterítica. Hematita e goethita são os principais minerais portadores de ferro que captura elementos altamente móveis (V, Cr, As, Se, Mo, Ag, Sb, Hg e Bi) fixados nas crostas e em seus produtos de degradação (nódulos e esferólitos). Caulinita e Al-goethita desempenham menor importância na captura de elementos, porém sustentam que o perfil laterítico foi afetado pelo intemperismo tropical. O zircão, mineral de comportamento residual assim como o anatásio, mostra afinidade com Ta, Nb, Y e ETR e advém de uma única fonte de filiação granítica. A mineralogia e geoquímica indicam uma evolução contínua da crosta ferroaluminosa colunar parcialmente desmantelada para a crosta ferroaluminosa nodular e desta para o horizonte subesferolítico ou horizonte esferolítico a nodular e finalmente para o topsoil. A distribuição de SiO2, Al2O3, Fe2O3 e TiO2 mostra que as crostas, os nódulos e esferólitos/subesferólitos se assemelham quimicamente entre si. Essa semelhança é também demonstrada pelo mesmo padrão das curvas de distribuição dos elementos traço e ETR. Hematita e goethita se decompõem e formam-se caulinita, Al-goethita, com paralela concentração de quartzo e anatásio residuais, o que se manifesta pelo aumento de SiO2 e Al2O3 e TiO2, com consequente perda gradual de Fe2O3. A semelhança mineralógica e química entre a matriz argilosa e o topsoil atesta que esta matriz gerada na degradação das crostas é a provável fonte do topsoil. O desenvolvimento do perfil laterítico iniciou no Mioceno, quando foi exposto a intensa atividade radicular de floresta tropical que decompõe bioquimicamente as crostas pré- existentes dando origem aos nódulos e esferólitos com geração de matriz argilosa e paralela formação de caulinita e Al-goethita. O topsoil se formou no topo dos morros da superfície rebaixada sob clima quente e úmido da Amazônia durante o Pleistoceno.

A paleogeografia do Carbonífero de Gondwana Ocidental foi dominada por mares epicontinentais ligados ao Oceano Panthalassa a Oeste. Uma sucessão transgressiva Pensilvaniana mista siliciclástica-carbonática, com 50m de espessura, foi estudada em afloramentos e testemunhos de sondagem utilizando uma combinação de análises faciológicas, estratigráficas com a estratigrafia isotópica de C e O. Trinta e quatro fácies representativas dos sistemas deposicionais costeiros a plataformais são agrupadas em três associações de fácies (AF): AF1 depósito desértico costeiro constituídos de arenitos finos a médios, pelitos e dolomitos finos a arenosos que correspondem a uma complexa associação de dunas arenosas eólicas, lençóis de areia, interduna, canais fluviais e depósitos lagunares bioturbados pelos traços fósseis Palaeophycus, Lockeia, Thalassinoides e Rosselia. AF2) planície de maré mista constituída por arenitos finos a médios, pelitos, folhelhos, siltitos e dolomitos finos, interpretados como depósitos de supramaré, de canais de maré, delta de marés e lagunas com fósseis de braquiópodes e equinodermas. AF3) depósitos carbonáticos de plataforma constituídos por lime mudstones, wackestones, packstones, grainstones com aloquímicos (oóides e pelóides), grãos terrígenos e abundantes e diversificados organismos bentônicos marinhos rasos como: restos de peixes, foraminíferos, braquiópodes, equinodermas, gastrópodes, briozoários, trilobitas, corais, ostracodes e conodontes, interpretados como barras bioclásticas e plataforma carbonática. As espécies de conodontes Neognathodus symmetricus, Streptognathodus sp. e Ellisonia sp. em AF3 indicam uma idade Baskiriana-Moscoviana para estes depósitos. A dolomitização afetou os calcários e arenitos de AF1 e AF2 substituindo a matriz micrítica e ocorrendo como dolomita em sela, indicando mistura de águas meteóricas e marinhas e soterramento respectivamente. O neomorfismo da matriz micrítica opaca e em conchas de bivalves são constatadas pelo crescimento de mosaico de cristais xenotópicos. Em contraste, o cimento calcítico secundário é equigranular, fibroso, bladed e espático. A micritização é encontrada nas conchas de bioclastos exibindo envelope micrítico. A autigênese de quartzo e pirita de origem biogênica é comumente encontrada em AF2 e AF3. A compactação mecânica e química nos calcários causou a redução da porosidade, cimentação, fraturas e o desenvolvimento de dissolution seams e estilólitos. Os arenitos foram cimentados por quartzo, calcita e óxidos e hidróxidos de ferro e mostram contatos de grãos côncavos- convexos e suturados. A predominância de feições eodiagenéticas e subordinadamente mesodiagenéticas na sucessão Monte Alegre-Itaituba indicou um arcabouço menos modificado pelos processos diagenéticos, que corrobora com a assinatura original dos valores de δ13C variando de ~-2‰ a +5, 28‰. Esta tendência enriquecida se coaduna com a alta produtividade orgânica, desencadeada pelo florescimento maciço de organismos bentônicos de controle eufótico, principalmente em AF3. Cinco tipos de ciclos de raseamento ascendente e assimétricos caracterizam a sucessão Monte Alegre-Itaituba. Ciclos de perimaré em deserto costeiro (ciclo I) foram formados pela alternância de dolomitos e arenitos com valores de δ13C variando de -1, 5‰ a +0, 3‰. Os ciclos II consistem em intercalações de arenito pelito e arenito floatstone e o ciclo III é composto por alternância de dolomitos e arenitos. Estes ciclos como depósitos de planície de maré e laguna com valores de δ13C alcançando de +3, 98‰ a +4, 62‰. O ciclo IV é um ritmito formado por pares de wackestone/lime mudstone, enquanto o ciclo V consiste na alternância de grainstones, wackestones e lime mudstones (ciclicidade ABC) passando para ciclos compostos por wackestones e lime mudstones (ciclicidade AB). Os ciclos IV e V são depósitos de plataforma com valores de δ13C variando de +3, 65‰ a 5, 28‰. O empilhamento de 53 ciclos com espessuras médias de 1,1 m, combinados com o diagrama de Fisher plot, indicou um padrão de empilhamento agradacional a retrogradacional inserido em um trato de sistema transgressivo inicial (ciclos I-III) e o trato de sistema transgressivo tardio (ciclos IV e V). A sucessão foi depositada em ~13 Ma e os ciclos individuais acumulados em aproximadamente 0, 25 Ma, típicos de ciclos de quarta ordem relacionados a flutuações do nível do mar de alta frequência. Estes dados foram correlacionados com as curvas globais de δ13C e nível do mar que posicionaram a sucessão Monte Alegre-Itaituba no Serpukhoviano Superior ao Moscoviano inferior. A influência da glaciação Mississispiana Superior foi insignificante nestes depósitos, mas a transgressão pós-glacial associada a lenta subsidência da Bacia do Amazonas gerou os ciclos I, IV e V. Os ciclos II e III foram formados por processos autóctones durante um período de equilíbrio entre o suprimento e a glacioeustasia. A sucessão Monte Alegre-Itaituba é o registro de um grande mar epicontinental amazônico que estava diretamente ligado ao Oceano Panthalassa durante o Pensilvaniano. 

O Maciço de Troia representa um dos principais domínios de embasamento arqueano/paleoproterozoico da Província Borborema, NE–Brasil, compondo–se principalmente de terrenos granito–greenstone riacianos e gnaisses TTGs de idades neoarqueanas. Os greenstone belts paleoproterozoicos do Maciço de Troia compartilham idades, características litoestratigráficas e mineralização aurífera, com aspectos similares de outros greenstone belts riacianos dos crátons adjacentes. Uma idade U–Pb em zircão de 2185 ± 4 Ma foi obtida para metatonalito pré–colisional (tonalitos Mirador) com afinidade geoquímica semelhante à adakitos. Para plutons potássicos colisionais (Suíte Bananeira) obteve–se as idades U–Pb em zircão de 2079 ± 4 Ma para um quartzo monzonito deformado e 2068 ± 5 Ma para um granito equigranular menos deformado. Ambos são cálcio–alcalinos de alto–K, derivados da fusão parcial de fonte crustal. As idades modelo Hf em zircão de todos os granitoides variam entre 2800 e 2535 Ma, evidenciando que componentes de crosta arqueana contribuíram para a gênese do magmatismo. No entanto, zircões herdados com c. 2.3 Ga mostraram valores de ƐHf(t) de c. +4,9, indicando que crosta paleoproterozoica menos radiogênica (juvenil) também participou como fonte de magma. A mineralização de ouro no greenstone belt da Serra das Pipocas está associada a zona de cisalhamento, e a principal área mineralizada (o depósito de Pedra Branca) se estabeleceu no limite estratigráfico da unidade metavulcânica máfica e metassedimentar da sequência greenstone. O estágio principal da mineralização aurífera é encontrado em associação com veios de quartzo, alteração cálcio– silicática (diopsídio, feldspato potássico, anfibólio, titanita, biotita, pirita, albita, magnetita ± carbonatos) e abitização (albititos). Ouro livre comumente se precipita em estreita associação espacial com magnetita e teluretos de ouro e prata. Duas assembleias de inclusões fluidas foram identificadas em veios de quartzo associados à alteração cálcio–silicática. A assembleia 1 é caracterizada por trilhas pseudo–secundárias que mostram a coexistência de três tipos de inclusões fluidas (aquosas, aquo–carbônicas e carbônicas), sugerindo formação durante a separação de fases (imiscibilidade de fluidos). A intersecção das isócoras médias para inclusões aquosas e carbônicas coexistentes sugere condições de PT de 495°C e 2.83 kbar (10.5 km de profundidade), semelhante a condições de PT de depósitos de ouro orogênico hipozonal. A assembleia 2 é representada por inclusões fluidas secundárias, aquosas e de baixa temperatura (Th < 200°C), provavelmente não relacionadas à mineralização aurífera. Os valores de δ18O, δD e δ13C dos minerais hidrotermais (quartzo, calcita, biotita, hornblenda e magnetita) evidenciam valores de δ18O do fluido variando de +8,3 a +11,0 ‰ (n=59), δD do fluido de -98 a -32‰ (n=24) e valores de δ13C de calcita de -6,35 a -9,40 ‰ (n=3). A geotermometria por isótopos de oxigênio em pares de quartzo–magnetita forneceu temperaturas de 467 a 526°C (n=7, média de 503°C), que provavelmente, representa a temperatura de deposição de ouro. A associação de ouro com magnetita e teluretos sugere um fluido formador de minério proveniente de magmas oxidados, semelhante àqueles interpretados como ―depósitos de ouro orogênico relacionado a intrusões oxidadas‖, comumente descrito em outros greenstone belts pré–cambrianos (ex., Abitibi e Eastern Goldfields). Quatro eventos de deformação (Dn, Dn+1, Dn+2 e Dn+3) são reconhecidos no greenstone belt da Serra das Pipocas. O evento Dn é responsável pela foliação Sn, paralela ao acamamento (So) da pilha metavulcanossedimentar. O evento Dn+1 é caracterizado pela foliação Sn+1, de mergulho principal para SE, sendo plano-axial a uma série de dobras assimétricas que evidenciam transporte tectônico para NW. O evento Dn+2 representa a fase de deformação transcorrente e o evento Dn+3 é caracterizado por deformação dúctil–rúptil. O estágio principal da mineralização de ouro é encontrado em veios de quartzo deformados, associados à alteração de alta temperatura (cálcio–silicática e albitização), no entanto, ocorrência de ouro (± Te, Ag) em estruturas Dn+3 (dúctil-rúptil) também foi observada. Uma idade U–Pb em titanita de 2029 ± 28 Ma foi obtida para a alteração de cálcio–silicática (e mineralização de ouro). No entanto, a forte perda de Pb dos grãos de titanita define uma idade de 574 ± 7 Ma no intercepto inferior da linha discórdia, evidenciando metamorfismo neoproterozoico. A idade U–Pb em zircão de 575 ± 3 Ma para diques sin–tectônicos à deformação Dn+3, sugere que a deformação progressiva (Dn+1, Dn+2 e Dn+3) é provavelmente de idade Neoproterozoica, com tensor de compressão máxima (ζ1) na direção WNW–ESE. No entanto, em escala local, registros de deformação paleoproterozoica (Dn) ainda estão preservados. Como modelo genético para o depósito de ouro de Pedra Branca, é sugerido aqui, uma mineralização de ouro orogênico controlada por dois estágios de exumação tectônica; (1) mineralização de ouro orogênico hipozonal ocorreu em c. 2029 Ma, após pico do metamorfismo de alto grau e durante primeira exumação tectônica da sequência greenstone, e, posteriormente, em c. 575 Ma, (2) mineralização aurífera tardia (remobilização?) ocorreu em nível crustal mais raso, durante o segundo estágio de exumação tectônica, associado à orogênese Brasiliana/Pan–Africana.

Os principais depósitos de bauxita do Brasil estão concentrados na região Amazônica, especificamente no estado do Pará. As três principais minas estão localizadas em Trombetas, Paragominas e Juruti e respondem por 85% da produção de brasileira de bauxita. Mesmo com o cenário mineral favorável ao Brasil e principalmente ao estado do Pará, já existem empresas que para se manterem competitivas no mercado atual, estão buscando desenvolver estudos de caracterização e de aproveitamento da bauxita nodular nesse tipo de depósito, minério até o momento considerado como marginal, isto é, minério de baixo teor na indústria mineral. Neste contexto, este trabalho buscou avaliar a bauxita nodular dos depósitos de Trombetas, a partir de suas características texturais, mineralógicas e químicas como possível minério de alumínio. Em campo, foram descritos sete perfis litológicos expostos nas frentes de lavra das minas Bela Cruz e Monte Branco pertencentes à Mineração Rio do Norte. Em seguida foram coletadas 19 amostras, as quais foram descritas, fotografadas e preparadas para análises mineralógicas e químicas. As fases mineralógicas foram identificadas por Difração de Raios X (DRX) e Microscopia Eletrônica de Varredura acoplada a Sistema de Energia Dispersiva (MEV/EDS). Os aspectos texturais envolveram a microscopia ótica e Microscopia Eletrônica de Varredura acoplada a Sistema de Energia Dispersiva (MEV/EDS). As análises químicas foram realizadas por Espectrômetro de Emissão Óptica com Plasma Indutivamente Acoplado (ICP-OES), Espectrômetro de Massa com Plasma indutivamente acoplado (ICP-MS), Fluorescência de Raios X (FRX), titulometria e gravimetria. Os perfis investigados compreendem da base para o topo o horizonte bauxítico (HBX) que é representado por concreções gibbsíticas envolvidas por matriz argilosa. O horizonte nodular bauxítico sobreposto subdividido em HBNB, HBNI e HBNT é formado por nódulos gibbsíticos, de textura fina, que imprime aspecto maciço e porcelanado e envolvidos por matriz argilosa. A cobertura argilosa (CAR) no topo é formada por uma argila amarela, correspondente à Argila de Belterra. Nos perfis observa-se que os fragmentos > 0,500 e ~0,500 mm dos HBX e HBNB, HBNI e HBNT são constituídos essencialmente por gibbsita associada a caulinita, hematita e anatásio. O domínio da gibbsita nos fragmentos > 0,500 e ~0,500 mm dos HBNB, HBNI e HBNT apresenta um potencial da bauxita nodular como possível minério de alumínio. Entretanto os fragmentos < 0,500 mm, matriz argilosa dos HBX e HBNB, HBNI, HBNT e a CAR são constituídos principalmente por caulinita associada a gibbsita, hematita, quartzo e anatásio. O domínio da caulinita nos fragmentos < 0,500 mm dos HBNB, HBNI, HBNT dificulta considerá-los como possível minério de alumínio. Quanto aos minerais pesados (zircão, rutilo e turmalina) não se encontrou contraste entre os horizontes e nem com a cobertura argilosa. A composição química é essencialmente constituída por SiO2, Al2O3, Fe2O3 e TiO2, que reforçam os principais minerais identificados e assim como estes os seus teores diferem, conforme os horizontes. As concentrações dos elementos-traço são variáveis, V, Cr, Ga, Se, Zr, Nb, Mo, Sn, Hf, Ta, W, Hg, Bi, Th e U se encontram acima da média crustal em todos os fragmentos, matriz argilosa dos HBX, HBNB, HBNT e CAR. Elementos-traço como V, Cr, Ga, Mo, Hg e Bi se correlacionam positivamente com o Fe2O3 (hematita e goethita). Enquanto que Nb, Sn, Hf, Ta, Th, U, se correlacionam positivamente com zircônio (zircão) e titânio (anatásio). Quando normalizados aos condritos as curvas de distribuição apresentam paralelismo entre os fragmentos, matriz argilosa dos HBX, HBNB, HBNT e CAR, com curvas que exibem anomalia de Eu, bem como um enriquecimento dos elementos terras raras pesados (ETRP) diante dos elementos terras raras leves (ETRL). Os dados obtidos nos perfis investigados das minas Bela Cruz e Monte Branco demonstram ampla similaridade com os perfis laterítico-bauxíticos nodulares com cobertura tipo Argila de Belterra encontrados na Amazônia, em que a matriz argilosa dos nódulos se assemelha textural, química (elementos maiores e traços) e mineralógica (incluindo os minerais pesados) com essa argila de cobertura.

A sucessão Águas Claras constitui uma unidade siliciclástica com aproximadamente 800 m de espessura pertencente à Bacia de Carajás. A avaliação do testemunho de sondagem ALV8- FD06 da Serra dos Carajás revelou um empilhamento complexo para esta sucessão, constituída por quatro unidades denominadas aqui de formações A, B, C e D. A análise de fácies permitiu a identificação de nove litofácies, agrupadas em três associações de fácies (AF), representativas de sistemas fluviais tipo braided, marinho e deltaico. A AF1 - planície fluvial braided - é constituída por conglomerados com acamamento maciço e estratificação cruzada incipiente, arenitos finos a grossos com acamamento maciço, laminação cruzada e estratificações cruzadas tabular e acanalada, organizados em ciclos métricos granodecrescentes ascendentes. A AF2 - foreshore/shoreface - compreende pacotes de arenitos finos a médios com laminação cruzada de baixo ângulo, laminação plano-paralela e acamamento maciço. A AF3 - frente deltaica - inclui arenitos finos a médios com estratificação cruzada sigmoidal, laminação cruzada e acamamento maciço, dispostos em ciclos com tendência granocrescente ascendente. A Formação A é constituída por depósitos fluviais braided da AF1 intercalados com tufos grossos, que indicam eventos de vulcanismo subaéreo adjacentes ao sistema fluvial durante trato de sistemas de mar baixo. A Formação B é composta exclusivamente por depósitos fluviais braided da AF1 desenvolvidos em trato de sistemas de mar baixo. A Formação C compreende depósitos de ambientes costeiros/marinhos de foreshore/shoreface da AF2 acumulados durante trato de sistemas transgressivo. Esta unidade inclui também estratos hospedeiros de mineralização de manganês primário. A Formação D é constituída dominantemente por depósitos fluviais braided da AF1 e subordinadamente por pacotes deltaicos da AF3, desenvolvidos em trato de sistemas de mar baixo. Os arenitos de ambas as formações foram classificados como quartzoarenitos parcialmente alterados por hidrotermalismo, que se expressa principalmente pela cloritização recorrente ao longo da sucessão. O empilhamento estratigráfico da unidade sugere uma sedimentação com tendência progradante-retrogradante- progradante. Esta sedimentação está relacionada com prováveis eventos de subsidência termal (inicial) e flexural, responsáveis por gerar o espaço de acomodação e desenvolver os sistemas deposicionais. As formações do Grupo Águas Claras estão inseridas em três sequências deposicionais de terceira ordem, compostas por diferentes tratos de sistemas que refletem flutuações do nível do mar Águas Claras durante o Paleoproterozoico da Bacia de Carajás.

Equipamentos analíticos modernos como o espectrômetro de massa com plasma indutivamente acoplado e multicoletores, conectado a uma microssonda a laser (LA-MC-ICP- MS), tornaram as análises geocronológicas de zircão pelo método U-Pb mais acessíveis e permitiram a rápida obtenção de grandes quantidades de dados. Com isso, a datação de grãos detríticos de zircão tornou-se uma importante ferramenta nos estudos de proveniência sedimentar, fornecendo um link direto sobre a idade das rochas ígneas e/ou metamórficas dos terrenos-fonte que contribuíram para a formação dos depósitos de uma bacia sedimentar. Esta metodologia analítica, juntamente com análises morfológicas dos grãos detríticos de zircão datados, foi aplicada em rochas sedimentares das formações Igarapé de Areia e Piriá, aflorantes no nordeste do estado do Pará e noroeste do Maranhão. Estas sucessões sedimentares ocorrem associadas a rochas dos domínios geotectônicos Cráton São Luís (CSL), do Paleoproterozóico, e do Cinturão Gurupi (CG), que incorpora porções significativas do CSL fortemente retrabalhadas no Neoproterozóico. A Formação Igarapé de Areia é composta por arenitos arcoseanos de granulação média com estratificação cruzada acanalada, marcada por níveis de minerais opacos, que indica deposição em ambientes fluviais de média a alta energia. Esta unidade tem sua idade máxima de deposição em 1940 ± 55 Ma, e o aporte sedimentar é restrito a fontes do período Riaciano (2052 - 2269 Ma), concordante com a idade de crescimento crustal da Plataforma Sul-Americana. A Formação Piriá ocorre nos dois domínios geotectônicos. Para a porção presente no CG, aqui denominada Segmento Oeste, foram analisados dois arenitos da fácies arcóseos e grauvacas intercalados com pelitos laminados (ap), e um conglomerado da fácies conglomerática (cg). Os dados geocronológicos obtidos a partir dos arenitos apresentam, de forma subordinada, picos de idades neoproterozóicas (509 - 951 Ma) e mesoproterozóicas (1243 - 1630 Ma), e um pico principal de idade paleoproterozóica, principalmente do período Riaciano (2050 - 2266 Ma). A fácies conglomerática, é formada por orto- e paraconglomerados cujos constituintes indicam fontes ígneas e metamórficas. As idades dos grãos detríticos de zircão situam-se, essencialmente, entre 1950 e 2298 Ma, o que indica, do ponto de vista geocronológico, que os sedimentos são provenientes de uma área-fonte do Paleoproterozóico, diferentemente dos arenitos deste segmento. Por sua vez, a porção da Formação Piriá que ocorre sobre rochas do CSL, aqui designada Segmento Leste, corresponde a arcóseos com estratificação plano paralela intercalados com siltitos, provavelmente depositados em porções de mais baixa energia de canais fluviais. Os histogramas de distribuição de idades cumulativas destas rochas sugerem o predomínio de fontes mais jovens (525 - 824 Ma). A idade máxima de deposição para a Formação Piriá é estimada em 509 ± 17 Ma. A discrepância na distribuição das idades de zircão entre os arcóseos dos segmentos Leste e Oeste da Formação Piriá indica a proveniência de diferentes áreas-fontes, sugerindo que estes segmentos representariam sub- bacias, ou sucessões sedimentares depositadas em períodos distintos.

A área de Bannach localiza-se na porção centro-oeste do Domínio Rio Maria, Provincia Carajás, Cratón Amazônico. Com base em relações de campo, petrografia e comportamentos geoquímicos foi possível a individualização de seis de rochas variedades na área de trabalho, divididas em dois grupos: (i) grupo de alta sílica e baixo Mg, representado por rochas trondhjemíticas associadas ao Trondhjemito Mogno (TdhMg), leucogranodioritos e granitoide finos e (ii) grupo de baixa sílica e alto Mg, representado pelos biotita granodioritos, tonalitos com anfibólio e biotita tonalitos (enclaves). Os trondhjemitos, leucogranodioritos são os batólitos mais extensos da região, com aproximadamente 90% da área de trabalho, apresentando textura heterogranular média a grossa e feições de deformação dúctil E-W a NW-SE. Os biotita granodioritos ocorrem como um pequeno stock no nordeste da área de trabalho, sendo formado por rochas mais enriquecidas em minerais máficos do que a variedade granodiorítica predominante. Os tonalitos com anfibólio (± quartzo dioritos) ocorrem alojados ao longo de zonas de cisalhamento que intersectam a porção central área, sendo mais deformados que as demais rochas e os únicos granitoides portadores de anfibólio. Em menores proporções, os biotita tonalitos representam mega-enclaves das rochas trondhjemíticas, enquanto que os granitoides finos intersectam as demais rochas da região. Essas variedades são divididas em dois grupos. Geoquimicamente, o grupo de alta sílica (SiO2 > 70%) apresenta altos teores de Al2O3, CaO e Na2O (especialmente os leucogranodioritos) em detrimento de Fe2O3, MgO, Ni e Cr. Além disso, essas variedades apresentam altas razões La/Yb e Gd/Er, anomalias negativas de Eu discretas ou ausentes e padrão ETR fortemente fracionado. Os leucogranodioritos se destacam das demais rochas de alta sílica pelo seu enriquecimento em sódio, Ba e Sr. Por outro lado, os granitoides de baixa sílica apresentam alto conteúdo de Fe2O3, MgO, Ni e Y, com destaque para os elevados teores de K-Ba-Sr dos biotita granodioritos em relação aos demais granitoides da área, além de suas moderadas a altas razões La/Yb, enquanto os demais granitoides de baixa sílica apresentam baixas razões La/Yb devido ao elevado conteúdo de ETRP, o que proporciona um padrão ETR sub-horizontalizado. Tais diferenças remontam a processos distintos de formação para os granitoides de Bannach. Apesar da formação dos trondhjemitos e leucogranodioritos ocorrer na zona de estabilidade da granada, suas diferenças químicas remontam a sensíveis diferenças em seu magma formador. A origem dos trondhjemitos é associada a fusão parcial de granadas anfibolitos, sob condições de alta pressão em ambiente de subducção. Já os leucogranodioritos, dado seu maior enriquecimento em Na, Ba e Sr, têm seu controle composicional associado a diferentes graus de fusão de basalto sob diferentes níveis de pressão e por uma fonte mais enriquecida em sedimentos subductados da crosta oceânica para produzir magmas com composição similar ao leucogranodiorito. Sendo assim, supõe-se que essas rochas teriam se originado pela fusão de basaltos toleítos enriquecidos instalados abaixo de uma crosta TTG mais antiga que teria sido assimilada por esses fundidos. Os aspectos geoquímicos, como o alto LILE e presença elevada de elementos de afinidade mantélica (Mg, Ni e Cr) dos biotita granodioritos e tonalitos com anfibólio denunciam suas afinidades com as rochas da Suíte Sanukitoide Rio Maria. O caráter geoquímico ambíguo dos biotita granodioritos associados aos mais altos conteúdo de SiO2 quando comparados aos quartzo dioritos, assim omo seus teores mais elevados de Rb e Ba, Sr, Y e das razões La/Y e Sr/Y, indicam um caráter mais evoluído e condições de formação em mais alta pressão e que possui magmas parentais félsicos, bem como um componente máfico atuando em sua origem, se aproximando dos granitos tipo-Closepet. Desta maneira, essas afinidades composicionais indicam uma forte analogia petrogenética, com uma origem a partir de um manto enriquecido ou de uma fonte máfica de alto-K. Por sua vez, o caráter menos evoluído dos tonalitos com anfibólio, bem como as baixas razões La/Yb e Sr/Y indicam que estas possuem uma maior afinidade mantélica e que se formaram em baixas profundidades. Admite-se que a origem destas rochas teria sido a partir de um manto metassomatizado por fluidos da slab em um ambiente de subducção.

O presente trabalho tem por finalidade identificar a dinâmica dos manguezais no litoral norte do Espírito Santo, próximo ao município de São Mateus (ES), durante o Holoceno tardio, a partir da identificação de paleoambientes deposicionais e paleoflora; caracterização das fontes de matéria orgânica sedimentar e determinação cronológica dos eventos na área estudada. Para isso foram coletados dois testemunhos de sedimento (MBN e LI-34), para realizar uma análise integrada dos dados palinológicos, sedimentológicos e geoquímicos (δ13C, δ15N, razão C:N e C:S), sincronizados com sete datações 14C. Os perfis sedimentares, foram extraídos de manguezais localizados às margens dos rios São Mateus e Barra Seca com a utilização de um trado russo. Os depósitos possuem a idade de ~2662 anos cal AP, e são marcados pela presença de laminações cruzadas (facies Sc), depósitos heterolíticos lenticulares (facies Hl), areia com laminação paralela (facies Sp), depósitos heterolíticos wavy (facies Hw), depósitos heterolíticos flaser (facies Hf e Sf), areia maciça (facies Sm), areia com laminações paralelas (facies Smh) e lama com laminações paralelas (facies Ml), além da presença de conchas e fragmentos vegetais. Os dados obtidos permitiram a identificação de três associações de fácies ao longo dos testemunhos: a primeira (A) consiste em uma barra em pontal estuarina (~2662 até ~2215 anos cal AP), a segunda (B) consiste em uma planície de maré lamosa colonizada por érvas e manguezais, desde pelo menos ~2215 anos cal AP até o período moderno, e por fim a terceira (C) é caracterizada como um canal estuarino distal – inlet, com idade de aproximadamente 1337 anos cal AP. Os resultados isotópicos e elementares de C e N indicaram mistura de plantas vasculares de ciclo fotossintético C3 e C4, próximo às porções mais basais, com subsequente predomínio de plantas C3 em direção ao topo dos testemunhos, além da presença de matéria orgânica de origem aquática marinha/estuarina. A razão C:N indicou oscilações entre a influência aquática e terrestre, corroborando os valores da razão C:S (0,02-5,18), os quais revelam também mistura de matéria orgânica com influência marinha (aquática) e terrestre. Os resultados polínicos revelaram que o manguezal nesta região está presente desde pelo menos ~2662 anos cal AP, no entanto, observou-se mudanças na sua biodiversidade, pois atualmente esse ecossistema é colonizado principalmente pelo gênero Laguncularia na região da foz do rio Barra Seca, diferente de períodos anteriores, onde houve o pleno desenvolvimento dos gêneros Rhizophora e Avicennia. Por outro lado, na foz do rio São Mateus, o manguezal iniciou sua colonização com o gêneno Rhizophora e, após com a presença de Avicennia. Assim, com o presente estudo, é possível inferir que não houve variações climáticas significativas na região, entretanto, a estabilização do nível relativo do mar durante o Holoceno tardio, bem como a dinâmica sedimentar pode estar controlando o processo de expansão/contração desses manguezais.

Eventos transgressivos registrados em diversas regiões cratônicas marcaram o período Cambriano, hipoteticamente relacionado à glacioeustasia e/ou progressiva abertura do Oceano Iapetus (~600 Ma). Tais eventos influenciaram na paleoceanografia deste período, incluindo a progressiva evolução da biota - a ‘Revolução Cambriana’. Embora as margens do Supercontinente Gondwana, inteiramente amalgamado no Cambriano Inferior (540 Ma), estivessem inundadas, o interior desse supercontinente permanecia emergente provavelmente impulsionado soerguimento pós-colisionais epirogenéticos. Mares epíricos cobriam áreas subsidentes com projeções para o interior do Gondwana Oeste, desenvolvendo plataformas rasas que recobriram áreas de antigas suturas colisionais. No sudeste do Cráton Amazônico, a recorrência de ambientes plataformais vem desde o Criogeniano Superior (~635 Ma) até o Cambriano, com a instalação de depósitos glaciais, sobrepostos por sucessões carbonáticas e siliciclásticas. Apesar de previamente inseridos no contexto de uma bacia tipo foreland relacionada à evolução da Faixa Paraguai Norte (650-640 Ma), estes depósitos tem sido incluídos em uma bacia intracratônica invertida no Ordoviciano. Os depósitos da base das sequências cambrianas desta bacia, aqui estudados, são compreendidos dominantemente por rochas siliciclásticas. Estes consistem nos membros Superior e Inferior da Formação Raizama e na base do Membro Inferior da Formação Sepotuba, Grupo Alto Paraguai, expostos nas porções central e nordeste da bacia intracratônica invertida, estado do Mato Grosso. Duas sequências deposicionais (SD1 e SD2) caracterizam as sucessões cambrianas da base do Grupo Alto Paraguai. A SD1 apresenta como limite de sequência (LS1) um hiato erosional previamente interpretado no sudoeste da bacia, passando a uma conformidade correlativa nas porções central e nordeste onde recobrem os carbonatos Araras e os depósitos glaciais criogenianos Puga. O LS1 representa um período de erosão ou não-deposição de aproximadamente 80 Ma desenvolvido sobre os carbonatos do Ediacarano Inferior do Grupo Araras, relacionados a soerguimentos epirogênicos da bacia. Uma segunda fase de subsidência térmica teria levado a instalação da plataforma siliciclástica no Cambriano, caracterizada pela SD1 caracterizada por duas associações de fácies denominadas AF1 e AF2. A AF1 consiste em camadas de subarcóseos ou grauvacas quartzosas intercalados por camadas de pelitos dominados por processos de onda e tempestade, inseridos nas zonas de offshore-transition, lower-middle shoreface e upper shoreface. A presença de traços fósseis verticais infaunais pertencentes do à Icnofácies Skolithos (Skolithos linearis; Diplocraterion parallelum; e Arenicolites isp.) na base dos depósitos de lower-middle shoreface indicaram uma idade Cambriana Inferior, ou mais jovem, para a Formação Raizama, anteriormente considerada como ediacarana. A AF2 compreende camadas de subarcóseos, quartzo-arenitos, sublitoarenitos, grauvacas quartzosas, intercaladas por camadas de pelito e/ou arenitos muito fina/pelito interpretados como depósitos de planície de maré complexa, sobrepostos em discordância (LS2) pelos depósitos fluviais de canais entrelaçados (AF3) pertencentes a SD2. A SD1 teria sido depositada durante um trato de sistemas de mar baixo a transgressivo, organizados em parassequências com tendências progradacionais. Esse padrão de empilhamento não seria compatível com a estratigrafia de sequências tradicional para um TST, atribuído a uma lenta taxa de subsidência concomitante com uma alta taxa de sedimentação indicada pela Icnofácies Skolithos. Posteriormente, uma queda  menos expressiva do nível do mar promoveu a progradação dos depósitos fluviais entrelaçados distais (AF3) sobre a SD1, relacionados a um trato de sistemas de mar baixo (TSMB) caracterizado pela abrupta mudança dos depósitos heterolíticos de maré para os quartzo- arenitos médios a grossos dos depósitos fluviais. Direções de paleofluxo preferencialmente para NE e SE obtidas em formas de leito costeiras da AF2 e AF3 aliada a idades Paleo- a Mesoproterozoicas por U-Pb em zircão detrítico tem indicado proveniência exclusivamente de áreas fontes a SW e NW do Cráton Amazônico. Além disso, a análise de grãos de quartzo detríticos dos arenitos da base dos depósitos cambrianos indica que estas fontes seriam principalmente ígneas e metamórficas. Trabalhos prévios indicam que os depósitos fluviais da SD2 foram sucedidos por um trato de sistema transgressivo, marcando o último evento transgressivo que influenciaram os depósitos cambrianos da bacia intracratônica. Paulatinamente, a conexão oceânica foi interrompida em consequência do fechamento do Oceano Iapetus (~500 Ma) em consonância com soerguimentos da bacia. Dessa forma, os mares epíricos cambrianos foram confinados e consequentemente dando início de uma fase lacustre da bacia no Ordoviciano, representado pelos depósitos da Formação Diamantino. Posteriormente, a bacia intracratônica do sudeste do Cráton Amazônico teria sido invertida pela tectônica transtensional que propiciou a implantação das bacias intracontinentais pós- cambrianas do Oeste Gondwana.

A região de Calçoene, porção norte do Amapá, (Domínio paleoproterozoico Lourenço) está inserida no contexto geológico da Província Maroni-Itacaíunas, sudeste do Escudo das Guianas que, representa uma extensa faixa orogênica desenvolvida durante o Ciclo Transamazônico (2,26–1,95 Ga). O Domínio Lourenço consiste principalmente em sequências de rochas metavulcanossedimentares, complexos gnáissicos, granitoides representando diversas suítes e corpos cálcio-alcalinos (2,26 a 2,09 Ga) com evolução relacionada a arcos magmáticos, e plútons dominantemente graníticos, incluindo charnoquitos (2,1 a 1,99 Ga) que representam estágios colisionais a tardi-orogenéticos. A unidade geológica alvo do presente estudo é o Granito Cunani (~2,10 Ga) e foi delimitada na porção centro-leste do Domínio Lourenço. Subordinadamente, a Suíte Cricou (2,11 a 2,09 Ga), adjacente ao Granito Cunani, foi estudada em nível de comparação. Apesar do recente avanço no conhecimento geológico dessa região alcançado por levantamentos conduzidos pela CPRM, os dados geoquímicos e geocronológicos ainda são escassos e dificultam o estabelecimento de cronologia confiável deste magmatismo, bem como a avaliação dos processos de acreção juvenil transamazônica e de retrabalhamento de crosta mais antiga. Com o objetivo de melhor caracterizar o magmatismo tardi-transamazônico assim como estimar a influência de material crustal arqueano no magmatismo riaciano no Domínio Lourenço, novos dados petrográficos, geoquímicos geocronológicos e isotópicos (Nd-Sr) forneceram importantes contribuições acerca da evolução geológica desta porção do Escudo das Guianas. O Granito Cunani é caracterizado como uma unidade constituída principalmente por biotita monzogranitos e biotita sienogranitos com hornblenda-biotita tonalitos e biotita granodioritos subordinados, o qual contém enclaves de quartzo-dioritos com ortopiroxênio (granulitos) e de hornblenda metatonalitos. Rochas com composição enderbítica também foram encontradas nesta unidade. A Suíte Cricou na área é constituída por biotita monzogranitos, e subordinadamente enderbitos também foram identificados. A litogeoquímica mostrou que as características das duas unidades são condizentes com assinaturas de ambiente de arco magmático ou de ambientes sin à pós-colisional. A tipologia dos granitos não foi conclusiva nos diagramas I, S e A. A maior parte das amostras mostraram enriquecimento em elementos incompatíveis de modo geral, com altos valores de elementos litófilos de raio grande (LILE) como Ba e K, enquanto alguns elementos com alto campo de força (HFSE) como Th, La, Ce e Nd, também mostram valores relativamente elevados. Significante anomalia negativa de Nb e P são observadas nas rochas do Granito Cunani e seus enclaves. Nas duas amostras analisadas da Suíte Cricou uma apresenta anomalia positiva e a outra, anomalia negativa para o Nb. O diagrama de Elementos Terras Raras mostrou enriquecimento dos elementos leves em relação aos pesados nas duas unidades. Apenas a Suite Cricou apresenta anomalia positiva de Eu acentuada. A integração dos dados permite uma interpretação de magmatismo pós-colisional e provavelmente o ambiente tectônico é de colisão de arco de ilha com massa continental. A datação U-Pb por LA-ICP-MS dos zircões do Granito Cunani forneceram idades de 2097±17 Ma (intercepto superior) para um biotitasienogranito (DAC-08-06), 2017±73 Ma (intercepto superior) e 1990±16 Ma (idade concordante) para outro biotita sienogranito (LKV-06-03) e 2019±53 Ma (intercepto superior) e 1995±37 Ma (idade concordante) para um biotita monzogranito (DAC-08-09a). Estas idades confirmam a idade tardi-transamazônica (neoriaciana) para esta unidade e sugerem que o Granito Cunani pode englobar diferentes pulsos magmáticos. Os enclaves de granulitos (DAC-08-07b) forneceram uma idade U-Pb de 2112±10 Ma e podem representar lascas de rochas de nível crustal mais profundos associados aos processos de migmatização que afetaram rochas de arcos magmáticos em torno de 2,11- 2,09 Ga. A idade por volta de 2,0 Ga obtida para o biotita monzogranito DAC-08-09a localizada no mesmo afloramento do hornblenda metatonalito (DAC-08-09b) anteriormente datado em 2151 ± 2 Ma (evaporação de Pb em zircão por TIMS) permite inferir que este último pode corresponder a enclaves provenientes de rochas de arcos magmáticos mesoriacianos. A datação U-Pb por LA-ICP-MS para a amostra da Suíte Cricou (DAC-08-11) forneceu uma idade de 1839±62 Ma (intercepto superior), sendo esta não confiável estatisticamente. Entretanto a hipótese de reabertura do sistema U-Pb de zircão em decorrência de eventos posteriores a sua formação não pode ser descartada. O conjunto de idades de cristalização paleoproterozoicas obtidas neste trabalho juntamente com as idades modelo Nd-TDM arqueanas entre 3,17 e 2,51 Ga e, os valores negativos de εNd[2,08Ga] entre - 8,67 e -0,72, além de zircões herdados com idades de 3056±63 Ma e 2654 ±43 Ma identificados em um biotita sienogranito (DAC-08-06), apontam o envolvimento de fontes meso-neoarqueanas na geração do Granito Cunani. As idades modelo Sr-TUR variaram entre 2,52 e 2,29 Ga, apontando também assinatura sideriana-neoarqueana para a fonte destes granitoides, compatível com acreção de arco magmático proterozoico na borda de um continente arqueano.

Análises combinadas U-Pb e Lu-Hf in situ em uma mesma população de zircão de rochas magmáticas por LA-MC-ICP-MS permitem determinar a idade e assinatura isotópica dessas rochas, fornecendo valiosas informações para estudos de evolução crustal. A aplicação dessa sistemática, devido a sua relativa simplicidade, sensibilidade e rapidez das análises representa atualmente uma das ferramentas mais eficazes e amplamente utilizadas para estudos isotópicos e geocronológicos. O sudeste do Escudo das Guianas (EG) está em grande parte inserido na Província geotectônica/geocronológica Maroni-Itacaiúnas (PMI) do Cráton Amazônico (CA). A PMI representa uma expressiva faixa orogênica consolidada no Paleoproterozoico, durante o ciclo orogenético Transamazônico (2,26 - 1,95 Ga), que consiste em grandes extensões de crosta juvenil riaciana e alguns remanescentes arqueanos retrabalhados. É formada principalmente por complexos granulíticos-migmatíticos-gnáissicos, rochas metavulcânicas e metassedimentares deformadas e metamorfizadas na fácies xisto- verde a anfibolito (greenstone belts paleoproterozoicos) e granitoides riacianos (magmatismo TTG e granítico). Três domínios tectônicos são individualizados na PMI/EG em território brasileiro: o Bloco Amapá (BA), na região centro-sul do Amapá e noroeste do Pará, o Domínio Lourenço (DL), no centro-norte do Amapá, e o Domínio Carecuru (DC), no noroeste do Pará. O BA é um bloco continental neo-mesoarqueano intensamente retrabalhado no Paleoproterozoico durante o Ciclo Transamazônico, enquanto o DL e o DC representam terrenos dominantemente riacianos, com evolução envolvendo estágios de subducção de litosfera oceânica em ambientes de arcos de ilha e/ou arcos magmáticos continentais, e com relíquias retrabalhadas de crosta continental arqueana, seguida por acreção tectônica desses arcos magmáticos. O objetivo desta Tese foi implantar o protocolo experimental da metodologia combinada U-Pb e Lu-Hf em zircão por LA-MC-ICP-MS no laboratório Pará- Iso/UFPA e investigar, a luz dos novos dados U-Pb e Lu-Hf, os processos de acreção e retrabalhamento crustal durante o Arqueano e Paleoproterozoico no extremo sudeste do EG. Além do BA, alguns remanescentes esporádicos e zircões arqueanos herdados têm sido encontrados em granitoides paleoproterozoicos e levantam questionamentos quanto ao envolvimento e extensão da crosta continental arqueana nos domínios DL e DC. Dados Sm- Nd em rocha total têm confirmado o caráter juvenil de grande parte da PMI. Entretanto, para o DL e DC, recorrentes idades-modelo Nd-TDM arqueanas têm sido identificadas e também apontam participação e/ou mistura de material crustal neo-mesoarqueano na formação das rochas destes domínios. Embora inúmeros estudos isotópicos e geocronológicos já tenham sido realizados na região sudeste do EG, a aplicação de análises combinadas U-Pb e Lu-Hf em zircão ainda é inédita. A implantação das metodologias Lu-Hf e U-Pb in situ em zircão, foi realizada utilizando-se um MC-ICP-MS de alta resolução da marca Thermo Finnigan modelo Neptune, equipado com uma microssonda a laser Nd:YAG 213 nm modelo LSX-213 G2 da marca CETAC. Os parâmetros de instrumentação e operação do ICP-MS e do laser foram estabelecidos após várias seções analíticas de modo a se alcançar uma configuração de rotina satisfatória. Os resultados obtidos para os materiais internacionais de referência reproduziram os valores da literatura com a precisão, acurácia e reprodutibilidade necessárias ao estabelecimento em rotina da metodologia combinada U-Pb e Lu-Hf no Pará-Iso/UFPA para análises in situ de zircões por LA-MC-ICP-MS. A descrição do protocolo experimental e instrumentação utilizada para cada método, bem como os resultados das primeiras aplicações desenvolvidas em zircões de granitoides/metagranitoides distribuídos nos três domínios tectônicos supracitados foram publicados na forma de capítulos de livro. Na sequência, foram realizadas análises isotópicas em zircões de dezoito amostras de unidades do BA e do DL/DC. Os novos dados U-Pb consolidaram a identificação dos principais episódios magmáticos do extremo sudeste do EG. Destacam-se os eventos arqueanos identificados no BA, dois no Mesoarqueano (~3,2 e 2,85 Ga) e um no Neoarqueano (2,65-2,69 Ga), bem como aqueles riacianos no DL (~2,18, 2,14, e 2,12-2,09 Ga) e DC (2,15-2,14 Ga). Os dados Lu-Hf apontaram para o predomínio de processos de retrabalhamento crustal (ƐHf(t)  < 0) durante a cormação do BA e do DL/DC. As idades-modelo Hf-TDM variaram de 2,99 até 3,97 Ga para a BA e subsidiaram a identificação de dois períodos de formação de crosta continental, um no Eoarqueano (~4.0 Ga) e outro no Mesoarqueano (3,0-3,1 Ga). Este último reconhecido em escala global como um importante período de acresção crustal. O episódio Eoarqueano é inédito para o sudeste do EG e indica que o crescimento crustal no CA se iniciou pelo menos 500 Ma antes do que previamente sugerido (3,51 Ga, Nd-TDM em rocha total). Nos domínios riacianos (DL/DC), as idades-modelo Hf-TDM revelaram-se arqueanas (98,4%) e, junto com as assinaturas isotópicas Nd-Hf, apontaram a participação de material crustal do BA por incorporação de sedimentos em ambiente de arco de ilha (noroeste do DL), como igualmente registrado no noroeste do Suriname e nos terrenos Birimianos em Gana (Craton Oeste Africano), assim como por assimilação de crosta arqueana de diferentes idades e proporções em ambiente de arco magmático continental no sul/sudeste do DL e no DC.

A interação em escala nanométrica de um conjunto de espécies moleculares ou poliméricas com substratos inorgânicos constituem a base para obtenção de materiais híbridos. O desenvolvimento desses materiais representa um tópico emergente e interdisciplinar entre a fronteiras das ciências da vida, dos materiais e da nanotecnologia. A combinação desses dois materiais, orgânico-inorgânico, produz um novo material com propriedades aprimoradas e estruturas essencialmente diferentes dos seus componentes individuais. Eles são constituídos por uma fase contínua denominado de matriz, podendo ser plásticos ou celulose, e uma fase inorgânica, tais como argilominerais ou óxidos. Inúmeros trabalhos foram publicados obtendo estes materiais com propriedades aperfeiçoadas tais como: aumento da flexão e módulos de tração, barreira de gás, retardantes de chama, densidade, resistência a fusão, condutividade elétrica, etc. Tornando-os aptos para serem utilizados na indústria de produtos flexíveis e rígidos, bem como na fabricação de materiais para a eletrônica (revestimentos de fios e cabos a fabricação de sensores/atuadores), produção de vacinas, entre outros. O argilomineral mais utilizado em síntese de materiais híbridos é a espécie montmorillonita, mas outros argilominerais também podem ser utilizados, como: illita e palygorskita. No estado do Maranhão, nordeste do Brasil, há várias ocorrências de argilominerais, destacando-se principalmente esmectita, illita e palygorskita. Dentre esses argilominerais duas novas ocorrências já foram identificadas e caracterizadas pelo Grupo de Mineralogia Aplicada (GMA) da UFPA, como a Bentonita Formosa e a Palygorskita de Alcântara, que são abundantes na região e ainda não possuem uma aplicação. Além dessas duas argilas, há uma nova ocorrência de illita ainda não caracterizada na região do município de Barão de Grajaú (MA). Outro material com grande potencial para obtenção de nanomateriais é o pentóxido de vanádio, por apresentar características intrínseca como alinhamento do campo magnético, sistema redox e elasticidade como gel, possibilitando ser aplicado na indústria eletrônica para fabricação de baterias e displays eletrocrômicos para sensores/atuadores. No Brasil, o pentóxido de vanádio começou a ser produzido em 2014, no município Maracás estado da Bahia pela empresa Maracás S/A. Atualmente, o seu consumo interno está focado na produção de aços especiais para fabricação de estruturas de aviões e indústria aeroespacial. No âmbito nacional a produção e desenvolvimento de materiais híbridos e plataformas   para   serem   utilizados   na   indústria   de   alta   tecnologia   é   pequena. Dessa forma, faz necessário o desenvolvimento e aperfeiçoamento de nanomateriais utilizando como material de partida argilominerais e óxidos de ocorrência nacional. Dentro desse contexto, esta tese buscou desenvolver um estudo sobre a aplicação das três espécies de argilominerais (Mg-Montmorillonita, Illita e Palygorskita) provenientes do nordeste brasileiro, além do pentóxido de vanádio no processamento de materiais híbridos utilizando como matriz poli(metacrilato de metila) (PMMA) e nanofibras de celulose. Para isso a metodologia deste trabalho foi dividida em três partes: A primeira foi constituída pela coleta ou síntese, tratamento e caracterização dos materiais individuais (argilominerais, pentóxido de vanádio, poli(metacrilato) de metila e celulose). A segunda foi a obtenção dois materiais híbridos argilomineral-PMMA (AP) e pentóxido de vanádio-celulose (VC), e a terceira foi estudar principalmente as propriedades térmicas e mecânicas dos híbridos AP e as propriedades eletrocrômicas dos filmes VC. Através da caracterização das amostras coletadas foi confirmada a predominância dos argilominerais: Mg-montmorillonita, Illita e Palygorskita. A fração argila tal qual e organofilizada foram utilizadas para obter 12 amostras com PMMA comum e elastomérico para realizar os ensaios físico-químico focando principalmente na inflamabilidade e tração. Através de medidas de DRX foi possível aferir que houve interação entre as duas fases orgânica-inorgânica, e que em PMMA elastomérico houve melhor dispersão dos argilominerais. Os ensaios realizados nesses materiais indicaram que os híbridos apresentam comportamento térmico e mecânico intrínsecos de cada material possivelmente relacionados ao tipo de estrutura presente na fase inorgânica, contribuindo para o aumento ou diminuição do Tg, Tm, inflamabilidade e tração. Para os híbridos VC, quatro filmes de V2O5-Celulose foram obtidos e caracterizados. Testes eletrocrômicos foram conduzidos nos filmes que apresentaram melhor performance. Foi possível constatar que houve mescla das nanofibras de pentóxido de vanádio e celulose mantendo a propriedade eletrocrômica do óxido. Através de medidas potenciométricas constatou-se que após 30 e 100 ciclos os filmes continuam flexíveis e mantendo suas propriedades. Dessa forma este trabalho concluiu que é possível obter materiais híbridos com argilominerais provenientes da região nordeste do Brasil podendo adaptar suas propriedades térmicas e mecânicas de acordo com a sua aplicação. O mesmo foi observado para os filmes de VC que apresentaram bons resultados e que podem vir a ser utilizado em displays e/ou sensores flexíveis.

A presente pesquisa está vinculada ao projeto ‘Background Geoquímico da Bacia do Rio Itacaiúnas’ em desenvolvimento pelo Instituto Tecnológico Vale Desenvolvimento Sustentável (ITVDS). No Brasil, levantamentos geoquímicos têm sido realizados principalmente pela Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais (CPRM), a qual executou alguns projetos focados na região de Carajás, maior província mineral do Brasil e na qual se situa a bacia do Rio Itacaiúnas. Um destes projetos, intitulado ‘Avaliação do Potencial dos Recursos Minerais Estratégicos do Brasil’, realizado no ano de 2012, cobriu a região de Canaã dos Carajás e gerou um grande acervo de dados geoquímicos de solos. Como tais dados foram disponibilizados, o principal o objetivo desta dissertação é explorar ao máximo as informações existentes para elaborar mapas geoquímicos multi-elementares com base em técnicas de interpolação e estabelecer valores de background geoquímico dos elementos em solos da região alvo do levantamento da CPRM. Foram coletadas naquele projeto 225 amostras de solo, juntamente com 32 duplicatas, em uma área de aproximadamente 3.500 km2. A fração de 80 mesh (0,177 mm) dessas amostras foi submetida à digestão com aqua regia sendo em seguida analisados 53 elementos (Ag, Al, As, Au, B, Ba, Be, Bi, Ca, Cd, Ce, Co, Cr, Cs, Cu, Fe, Ga, Ge, Hf, Hg, In, K, La, Li, Mg, Mn, Mo, Na, Nb, Ni, P, Pb, Pd, Pt, Rb, Re, S, Sb, Sc, Se, Sn, Sr, Ta, Te, Th, Ti, Tl, U, V, W, Y, Zn, Zr) via Espectrometria de Emissão Atômica com Plasma Acoplado Indutivamente (ICP-AES) para os elementos maiores e menores e Espectrometria de Massas com Plasma Acoplado Indutivamente (ICP- MS) para os elementos traço. Os dados analíticos disponibilizados pela CPRM foram inicialmente submetidos a um controle de qualidade via cálculo de Residual Standard Deviation (RSD) para cada duplicata. Em seguida, empregou-se o método de substituição simples para os valores além do limite de detecção, seguido de análises estatísticas uni- e multivariadas, incluindo tratamentos estatísticos descritivos, identificação de outliers via teste de Grubb, testes de normalidade (Lilliefors e Kolmogrov-Smirnov), análises de correlação e agrupamento. Todas as análises estatísticas destacadas previamente foram conduzidas via softwares STATISTICA® e SPSS®. Para determinação de valores de threshold e background geoquímico e representação gráfica foram empregados os métodos de representação boxplot e curva de frequência cumulativa (softwares Minitab® e Excel®) e as técnicas iterativa 2s e função de distribuição calculada (freeware Visual Basic macro denominada VB Background®). Para a construção dos mapas geoquímicos, adotou-se como padrão o sistema de coordenada World Geodetic System 1984 (WGS84). As representações espaciais seguiram técnicas de interpolação segundo os métodos de kriging ou inverse distance weighting (IDW). 43 elementos analisados foram submetidos aos testes estatísticos, tendo sido deixados de lado Au, B, Ge, Na, Pd, Pt, Re, Se, Ta e Te, porque apresentaram ≥90% dos dados analíticos abaixo do limite de detecção. Análises de correlação revelaram 14 correlações moderadas (0,650 > r ≥ 0,575) e 19 correlações elevadas (r ≥ 0,650), de modo geral condizentes com associações geoquímicas usuais em ambientes geológicos, tais como Cr-Ni, Cu-Ni e U-Th. A análise de agrupamentos discriminou sete clusters, a uma distância de ligação de 0,8, com evidente origem geogênica, como por exemplo o grupo composto por Cr, Ni e Mg, típico de rochas máfico-ultramáficas. Os mapas geoquímicos permitiram identificar ocorrências de diversas anomalias em solos, interpretadas como sendo de origem geogênica. Assim, constatou-se enriquecimento em U, Th, La e Ce em solos derivados de granitoides neoarqueanos subalcalinos, por exemplo os granitos Estrela, Serra do Rabo e Planalto, e de Cr e Ni em solos provenientes de rochas máfico-ultramáficas dos complexos Luanga e Vermelho e da Suíte Cateté. Elementos tipicamente associados a atividades antrópicas, tais como P, Zn, Mn, Ba e Pb, bem como elementos potencialmente tóxicos (EPT), como Al, As, Bi, Cd, Co, Hg, Mo e Sn, não exibiram, em geral, concentrações anômalas e, quando isto ocorreu, estas parecem ser devidas a condicionantes geológicas. Dentre os métodos utilizados para estimativa dos valores de background dos 43 elementos avaliados, a técnica iterativa 2s foi a que apresentou melhor resultado. Em casos onde este método não pôde ser utilizado, adotou- se como background os valores obtidos pelas técnicas função de distribuição calculada (As) e da representação boxplot (Hg e S). A curva de frequência cumulativa mostrou ser uma técnica gráfica útil na identificação de outliers e múltiplos thresholds. As 225 amostras foram agrupadas em cinco classes que revelam a íntima vinculação entre os valores de background e a geologia da região: 1) Granitos sub-alcalinos (39 amostras); 2) Rochas sedimentares e metasedimentares (28 amostras); 3) Gnaisses e granitoides associados (70 amostras); 4) Rochas metamáficas, intermediárias e formações ferríferas bandadas (BIF) (80 amostras); 5) rochas máficas-ultramáficas (8 amostras). Com os resultados obtidos, conclui-se que, na escala do levantamento efetuado, não há evidências conclusivas de contaminação relacionada à atividade humana e sim fortíssimas evidências de uma marcante contribuição geogênica nos solos da área de estudo.

Na porção leste do Cinturão Araguaia (CA), Estado do Tocantins, são identificados corpos graníticos de dimensões relativamente pequenas, merecendo destaque os plútons Ramal do Lontra (GRL), Presidente Kennedy (GPK), Barrolândia (GBR) e Santa Luzia (GSL), os quais são o registro de um importante evento de granitogênese relacionado à evolução do CA no fim do Neoproterozoico. As poucas ocorrências conhecidas e os dados geológicos existentes sobre esses corpos não estavam sistematizados e organizados de maneira que possibilitasse uma compreensão integral e correlativa das várias áreas onde esses granitos afloram. Vale ressaltar que, embora este magmatismo seja espacialmente pouco representativo, ele tem grande importância para o entendimento da evolução crustal do CA, pois, seu alojamento estaria relacionado à fase principal do metamorfismo regional, tendo em vista que os corpos ocorrem nos domínios de maior grau metamórfico desta unidade geotectônica. Este trabalho está voltado à interpretação petrológica e à geocronologia do magmatismo granítico do Cinturão Araguaia, tendo em vista o seu conhecimento não- articulado e seu importante significado geotectônico na evolução desse segmento crustal, a partir da caracterização petrográfica e litogeoquímica desses corpos; da definição da idade dos episódios magmáticos que formaram esses granitos através da datação U-Pb em zircão; e da investigação das possíveis fontes e tempos de residência crustal através de idades modelo TDM (Sm-Nd) e parâmetro eNd. Os granitos estudados constituem stocks em formas levemente ovaladas com dimensões variáveis entre 3 a 6 km no eixo maior por 2-4 km, encaixados em micaxistos e quartzitos do Grupo Estrondo. Em campo, notaram-se algumas feições importantes como a ausência de metamorfismo de contato e de xenólitos nas encaixantes, inexistência de margens de resfriamento no corpo, presença de pequenas massas graníticas nos xistos encaixantes e concordância estrutural entre as foliações das encaixantes e do corpo granítico. Esses corpos são caracterizados petrograficamente como metagranitos de  duas micas com pequenas variações mineralógicas, pobres em minerais máficos (<6%), hololeucocráticos, equigranulares de granulação média, apresentando texturas granoblásticas, predominantemente, com textura reliquiar granular hipidiomórfica. No diagrama QAP de Streckeisen os corpos GRL, GBR e GSL plotam dominantemente no campo do monzogranito, ou na fronteira dos campos monzogranito a granodiorito, enquanto o GPK no campo do granodiorito. O conteúdo mineralógico essencial é formado por oligoclásio, quartzo e microclina, seguido de biotita e muscovita, e os minerais acessórios reúnem apatita, zircão, alanita, granada, monazita e minerais opacos. Do ponto de vista geoquímico, os granitos desses quatro corpos são muito similares, mostrando riqueza em SiO2, variando entre 71 e 74% e em Al2O3, 13 a 15%. Os teores de Na2O e K2O são levemente maiores no GRL e no GPK, o que provavelmente reflete na relação A/CNK que os enquadra como os tipos mais peraluminosos. Os teores de MgO, TiO2, Fe2O3Total e CaO são, no geral, baixos, o que indica tratar-se de granitos pouco fracionados. O estudo dos elementos-traços mostrou que há pequenas variações composicionais entre as rochas dos diferentes corpos. O comportamento dos ETR demonstrou um fracionamento médio a acentuado dos leves em relação aos pesados com razão (La/Yb)N igual a 11,8-72,8 e pequenas anomalias negativas de Eu (Eu/Eu*= 0,5- 1,3). Nos diagramas de discriminação de ambiente tectônico os granitos situam-se dominantemente no campo sin-colisional. Os estudos geocronológicos realizados pelo método U-Pb em zircão via SHRIMP, forneceram idades médias de 542,7 ± 1,9 Ma (GPK), 541,5 ± 1,8 Ma (GBR) e 546,4 ± 2,3 Ma (GSL); interpretadas como as idades de cristalização do zircão, permitindo, assim, posicioná-los no final do Neoproterozoico. A idade obtida no GRL foi de 615,7 ± 26 Ma, o que destoa dos dados já conhecidos e merecerá reanálise dos dados. Os resultados isotópicos de Sm-Nd para os quatro corpos graníticos forneceram idades modelo (TDM) que variam de 1,69 a 1,84 Ga e valores de eNd negativos entre -12,18 e -6,21. No diagrama eNd vs. tempo, as amostras indicam uma fonte dominantemente crustal de idade estateriana para os magmas parentais. A análise integrada dos dados de campo, petrográficos, geoquímicos e geocronológicos, permite afirmar que, os plútons graníticos estudados são correlatos, tendo sua origem associada a um mesmo evento de granitogênese; as idades U-Pb em zircão de 541 a 546 Ma, interpretadas como idades de cristalização dos granitos GPK, GBR e GSL, estão relacionadas à fase principal do metamorfismo do CA; o alojamento desses corpos está associado à fase orogenética colisional do CA no fim do Neoproterozoico; os dados de Sm-Nd sugerem que a geração destes granitos pode estar relacionada a processos de anatexia de duas fontes crustais distintas, propiciando a agregação de líquidos graníticos, ascensão e o alojamento tardio desses magmas à tectônica principal do Cinturão Araguaia.

Os depósitos de Manganês pré-cambrianos da Serra dos Carajás têm sido estudados sob enfoque da geoquímica e de recursos minerais na única exposição da Mina do Igarapé Azul. Do ponto de vista estratigráfico trabalhos prévios têm incluído esses depósitos no Grupo Grão Pará que encerra rochas vulcânicas e formações ferríferas bandadas arqueanas ou nos depósitos siliciclásticos finos paleoproterozoicos do Membro Inferior da Formação Águas Claras. A análise faciológica e estratigráfica desta sucessão pelítica incluiu exposições da Mina do Igarapé Azul e a sucessão de 11 testemunhos de sondagem com destaque para a seção do furo 706 do Projeto Manganês do Azul, datado em 2,1 Ga (datação em pirita diagenética), confirmou a Formação Águas Claras como hospedeira do minério de Manganês. A sucessão foi estudada numa seção SE-NW, que inclui testemunhos distribuídos desde a porção do platô N4 (Domínio N4), passando pela Mina do Igarapé Azul (Domínio Azul) até as ocorrências no Igarapé Águas Claras (Domínio Águas Claras), perfazendo 25 km de extensão. Em relação aos demais segmentos, o Domínio Azul encontra-se encaixado na Falha Carajás, interpretado previamente como um bloco alçado. Apesar das descontinuidades estruturais, hidrotermalismo e/ou baixo grau de metamorfismo (?), as fácies deposicionais não foram alteradas, permitindo avaliar os processos sedimentares, interpretar o paleoambiente. Foram identificadas duas sucessões deposicionais em contato discordante erosivo. A Sucessão inferior corresponde aos depósitos de plataforma marinha que consiste em duas associações (AF): 1) offshore (AF1), caracterizada por intercalações de arenitos finos com pelitos maciços e laminados com base escavada ou plana, formando ciclos granodecrescentes ascendentes de escala centimétrica, interpretados como turbiditos distais de baixa densidade ligados as fases finais de desaceleração de fluxos turbulentos; e 2) offshore-transition a shoreface (AF2), representados por arenitos finos e siltitos manganesíferos maciços e laminados; siltito com laminações cruzadas, onduladas, truncamento de baixo ângulo e laminação pinch-and-swell indicando fluxos oscilatório e combinado (tempestades). O conteúdo de carbono orgânico total (COT) de até 1% dos pelitos carbonosos indicam condições de deposição dominantemente anaeróbicas no offshore. Os arenitos médios a grossos maciços da Sucessão superior (AF3) exibem estratificação cruzada tabular e plano-paralela e representam a migração de formas de leito durante incisão de canais entrelaçados sobre os depósitos de plataforma marinha, evidenciado por vários seixos de pelito nos foresets e base dos sets das estratificações cruzadas. A precipitação primária de Mn está associada a forma de óxido-hidróxidos através da oxidação de Mn+2 acima da interface redox em condições favoráveis de oxigenação na zona de offshore-transition a shoreface, simultaneamente a deposição das fácies influenciadas por ondas. Ciclos granocrescentes ascendentes de escala métrica formados por siltito manganesíferos/lâmina de óxido de Mn e siltito/arenito com estruturas produzidas por ondas sugerem recorrência da precipitação de Mn durante a deposição da Formação Águas Claras. É possível que o modelo mais coerente para deposição primária de Mn da Mina do Azul esteja relacionado à precipitação dominante de óxidos-hidróxidos em plataforma marinha rasa na zona de offshore-transition a shoreface, e uma fase carbonática subordinada relacionada ao offshore. Isto fornece uma nova perspectiva para o entendimento evolutivo dos mares pré-cambrianos sem correlação com análogos modernos, no Cráton Amazônico.

O Cráton Amazônico encontra-se inserido na Plataforma Sul-americana e representa um dos mais expressivos terrenos pré-cambrianos do mundo. Esta mega-unidade tectônica é recoberta por sequências vulcânicas efusivas e explosivas do Paleoproterozoico que recobrem aproximadamente 1.500.000 km2. Próximo ao distrito de Vila Mandi, extremo sul do município de São Félix do Xingu (PA), este evento encontra-se representado por sequências vulcano-plutônicas predominantemente félsicas, com subordinados tipos intermediários e sedimentos associados, pouco estudadas, mas que podem ser correlacionáveis a sequências de outras porções do Cráton Amazônico. Desta forma o objetivo do trabalho é contribuir com a caracterização do sistema vulcano-plutônico que ocorre na região, no que diz respeito aos seus aspectos petrográficos, geoquímicos e geocronológicos. Foram individualizados na área de estudo duas unidades vulcano-plutônicas efusivas e explosivas, denominadas formações Cinco Estrelas e Vila Mandi. A unidade basal Formação Cinco Estrelas é composta por rochas vulcânicas básicas a intermediárias efusivas e subordinadamente explosivas, de composição subalcalina e revela ao menos duas fácies distintas: 1) fácies de fluxo de lava maciça subaérea, representada por rochas intermediárias com foliação de fluxo magmático horizontal; e 2) fácies vulcanoclástica com tufo de cinzas laminado. A unidade superior, Formação Vila Mandi, de composição subalcalina é composta por cinco fácies: 1) fácies de fluxo de lava de riolitos maciços; 2) fácies de stocks de granitoides equigranulares; 3) fácies de ignimbrito de composição félsica associado a tufos de cinza soldados e não-soldados; 4) fácies de brecha polimítica maciça e subordinados lapilli-tufo e tufo de cristais; 5) fácies de diques com pórfiros graníticos. Os dados geoquímicos dessas rochas mostram que as rochas da Formação Cinco Estrelas apresentam conteúdo de SiO2 entre 55,49 e 73,31 % e razões K2O/Na2O entre 0,56 e 1,64. Já as vulcânicas da Formação Vila Mandi compreendem uma suíte mais evoluída, com conteúdos de SiO2 entre 69,10 e 78,31 % e muito altas razões K2O/Na2O (0,24 – 111,66). A unidade basal exibe caráter dominantemente cálcio-alcalino, levemente transicional entre cálcio-alcalino a shoshonítico, composição exclusivamente metaluminosa, razões A/NK entre 1 e 2, bem como afinidade geoquímica com granitoides de arcos vulcânicos. Já a Formação Vila Mandi apresenta características transicionais entre metaluminosa e peraluminosa com razão A/NK entre 1 e 1,5 e afinidade tectônica semelhante a Formação Cinco Estrelas. Apesar de algumas diferenças entre as rochas das duas formações, assinaladas pelos conteúdos de Elementos Terras Raras (ETR), existem também muitas similaridades. As rochas das duas formações exibem um enriquecimento dos Elementos Terras Raras leves (ETRL) em relação aos Elementos Terras Raras pesados (ETRP). As fácies de fluxo de lava e vulcanoclástica da Formação Cinco Estrelas exibem conteúdos totais de ETR de baixo a moderado (177,6 – 475,9 ppm), com anomalia de Eu média a inexistente (Eu/Eu* = 0,69 – 0,93) para as duas fácies, caracterizando assim um comportamento compatível com as séries cálcio-alcalinas. Por sua vez, os litotipos da Formação Vila Mandi possuem padrões mais diversificados, provavelmente vinculado à sua evolução polifásica, com significativas anomalias negativas de Eu (Eu/Eu* = 0,35 – 0,71), apontando para o fracionamento expressivo de feldspatos. Nos diagramas de multi-elementos normalizados para o MORB as rochas da Formação Cinco Estrelas mostram expressivo enriquecimento dos elementos Sr, K, Rb, Ba e Th; expressivo empobrecimento em Ta e Nb em relação a Th e Ce; empobrecimento do P em relação Ce e Zr; e forte empobrecimento em Ti, Y e Yb. Os litotipos da Formação Vila Mandi possuem anomalias negativas de Ta e Nb, apesar de revelarem conteúdos mais elevados desses elementos, em relação a Formação Vila Mandi. Exibem ainda marcantes anomalias negativas de Sr, Ba, P, Ti e Yb, que podem refletir o fracionamento de feldspatos, apatita e óxidos de Fe e Ti nessas unidades. A evolução geológica da Formação Cinco Estrelas é vinculada a fases de vulcanismo efusivo de composição básica a intermediária e outro explosivo. Por sua vez, a Formação Vila Mandi tem evolução polifásica gerada por fissuras crustais que formam pares conjugados orientados nas direções NE–SW e NW–SE. A fase final envolveu vulcanismo efusivo que permitiu a acumulação de riolitos com foliação de fluxo vertical e subordinados diques de pórfiros graníticos e stocks de sienogranitos equigranulares que selaram as fissuras. Foram obtidas as idades U-Pb zircão em riolitos da Formação Vila Mandi de 1889 ± 4 Ma e 1983 ± 18 Ma, sugerindo que o magmatismo na área é polifásico, formado por pelo menos dois eventos vulcano-plutônicos distintos separados por aproximadamente 100 Ma.