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Boletim de Resumos do
23º Seminário do
Programa de
Pós-Graduação
em Geologia
da Universidade Federal do Paraná
02 a 03 de Julho • 29 a 31 de Julho • 26 a 28 de Agosto de 2020
COMISSÃO ORGANIZADORA
DOCENTES
Almério Barros França
Carlos Conforti Ferreira Guedes
Maria Cristina de Souza
DISCENTES
Kimberlym Tábata Pesch Vieira
Luís Guilherme Moreira da Silva
Paula Cristina Neuburger de Oliveira
FOTO
Cânion Guartelá por
Kimberlym T. P. Vieira
BARBOSA, O. 1937. Geologia do município de Araxá, Minas Gerais. Min. Metal. 2(10):247-248. 
BARBOSA, O. 1955. Guia das Excursões. In: Congr. Bras. Geol, 9, 1955. São Paulo. SBG. Not.3 
CAMINHOÁ, J. M. 1890. Estudo das Águas Mineraes do Araxá. Comparadas às congêneres de outras. 
GUIMARÃES, D. 1925. Estudo de algumas rochas relacionadas com as fontes minerais de Araxá e outras. 
Ministério da Indústria e Commercio - Serviço Geológico e Mineralógico do Brasil. Bol. no.9 - 
Contribuições a Geologia Econômica. Rio de Janeiro. p. 79-98. 
HASUI, Y., SADOWSKI, G. R., SUGUIU, K., FUCK, G. F. 1975. The Phanerozoic tectonic evolution of the 
western Minas Gerais State. Anais da Academia Brasileira de Ciências, v. 47, p. 431-438. 
ISSA FILHO, A., LIMA, P. S., & SOUZA, O. M. 1984. Aspectos da Geologia do Complexo Carbonatítico 
do Barreiro, Araxá, MG, Brasil. In: Rodrigues, C. S., Lima, P. S. (eds.) Complexos Carbonatíticos do Brasil: 
Geologia. São Paulo, CBMM, p. 20-44. 
MORAES, L. C., SEER, H. J., BENTO, J. H. B., LEAL, C. F., MADEIRA, M. R. 2008. Análises geométrica 
do alojamento de magmas no entorno do Complexo AlcalinoCarbonatítico do Barreiro, Araxá, Minas 
Gerais, por meio da atitude espacial de fraturas e diques. In: IV Simpósio de vulcanismo e ambientes 
associados, Foz do Iguaçu, PR. Anais. CD-Rom. 
SAD, G.J.H., TORRES, N. 1976. Geology and mineral resources of the Barreiro Complex, Araxá, Brazil. 
In: Simpósio Internacional de Carbonatitos. Poços de Caldas, Brasil. 
SEER, H. J. 1999. Evolução tectônica dos grupos Araxá, Ibiá e Canastra na Sinforma de Araxá, Minas 
Gerais. Tese de Doutorado. Universidade de Brasília. 267 p. 
SEER, H.J., MORAES, L.C., SILVA, C. H. 2014. Projeto fronteiras de Minas Gerais. Mapeamento da folha 
Araxá. UFMG. Belo Horizonte. 
SILVA, C.H. 2003. Evolução Geológica da Faixa Brasília na Região de Tapira Sudoeste de Minas Gerais. 
Tese (Doutorado) – Instituto de Geociências e Ciências Exatas, Universidade Estadual Paulista, Rio 
Claro, São Paulo. 
SILVA, C. H., SIMÕES, L. S. A., DAMÁSIO, W. L., FERREIRA, S. M., LUVIZOTTO, G. L. 2004. Geologia 
do Grupo Canastra em sua localidade-tipo e implicações na tectonoestratigrafia do segmento setentrional 
da Faixa Brasília. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 12. , 2004. Araxá. Anais ... Araxá: SBG. p255. 
SILVA, C.H, SIMÕES, L.S.A., KRYMSKY, R., MACAMBIRA, M.J. 2006. Proveniência e Idade do 
Metamorfismo das Rochas da Faixa Brasília, na Região de Tapira (SW de Minas Gerais), Geol. USP Sér. 
Cient., São Paulo, 6(1):53-66. 
SILVA, C. H. D. SIMÕES, L. S. A., DAMÁZIO, W. L., FERREIRA, S. N., LUVIZOTTO, G. L. 2012. O Grupo 
Canastra em sua área tipo, região de Tapira, sudoeste do estado de Minas Gerais. Geol. USP, Série 
Científica, 2012, 12(2):83-98. 
TORRES, M. C., GASPAR, J. C. 1995. Geoquímica do manto de intemperismo da mina de fosfato do 
Complexo Alcalino-Carbonatítico do Barreiro, Araxá-MG. In: 5° Congresso Brasileiro de Geoquímica e III 
Congresso de Geoquímica dos países de língua portuguesa. Niterói, RJ. Resumos expandidos. 
 
Dados Acadêmicos 
Modalidade: Doutorado. Data do Exame de Qualificação: A definir. 
Título Original do Projeto de Pesquisa: Determinação dos processos de formação dos tipos de minérios oxidados 
de nióbio do Complexo Alcalino Carbonatíticos de Araxá e suas implicações frente ao processo de beneficiamento 
mineral. 
Data de Ingresso na Pós-Graduação: 11/2019; Área de Concentração: Análise de depósitos minerais. 
Possui Bolsa: Não. Fonte pagadora: CBMM. 
 
ÍNDICE 
Caracterização Lipídica e Microbiológica de Testemunhos das Lagoas Salinas do Pantanal 
Aluana Ariane Schleder ................................................................................................................................................ 5 
Relação entre Uso e Ocupação do Solo e Características Geoquímicas dos Sedimentos Fluviais da Bacia 
Hidrográfica do Rio das Balsas 
Ana Paula de Melo e Silva Vaz .................................................................................................................................. 10 
Contribuição no Conhecimento do Potencial Mineral da Porção Sudoeste do Escudo Sul Rio-Grandense, Terreno 
Taquarembó: Mapeamento de Alterações Hidrotermais e Arcabouço Estrutural 
Ana Paula Tavares ..................................................................................................................................................... 15 
Imageamento Hiperespectral de Afloramentos Dolomitizados Associado à Caracterização Químico-Mineralógica: 
Cava Antiga da Mina Rio Bonito - Campo Largo (PR) 
André Davi Ferreira .................................................................................................................................................... 20 
Estudo de Proveniência Sedimentar nos Membros Pitanga e Caruaçu - Bacia do Recôncavo 
Andreas Pauli de Castro ............................................................................................................................................. 25 
Ocorrência de Hidrocarbonetos em Depósitos Vulcanoclásticos Máficos (MVD’s) da Província Ígnea do Paraná, em 
Porto União (SC) 
Bianca de Andrade Colle ............................................................................................................................................ 30 
Investigação da Influência Glacial na Origem das Fácies de Diamictitos e Conglomerados do Grupo Itararé 
(Paleozoico Superior da Bacia do Paraná) em Presidente Getúlio (SC) 
Bruno Gomes de Souza ............................................................................................................................................. 35 
Understanding the Processes of Carbonate and Silica Precipitation in the Post-Magmatic History of Laguna Timone, 
Pali Aike Volcanic Field, Magallanes Region, Chile 
Carolina Henríquez Valenzuela .................................................................................................................................. 40 
Integração de Dados Geofísicos e de Sensoriamento Remoto para Caracterização das Bacias de Carnaubinha e 
São Julião, Piauí 
Claudia Estefani Rodrigues Saraiva ........................................................................................................................... 45 
Micropaleontologia Aplicada a Reconstruções Paleoambientais do Grupo Itararé, Bacia do Paraná, nos Estados de 
Santa Catarina e Paraná 
Dhiego Cunha da Silva ............................................................................................................................................... 50 
Caracterização Lito-Estrutural Através da Geofísica e Sensoriamento Remoto, Porção Nordeste da Carta Lagoa da 
Meia Lua, Rio Grande do Sul 
Fabiano Garcia Madrid ............................................................................................................................................... 55 
Análise Sedimentológica e Quimioestratigráfica de Alta Resolução da Formação Rio do Sul como Proxy 
Paleoclimático e Paleoambiental 
Felipe Barcellos Caniçali ............................................................................................................................................ 60 
Avaliação Geoambiental da Ilha da Trindade (Brasil) 
Fernanda Avelar Santos ............................................................................................................................................. 67 
Fauna e Ambiente Deposicional da Formação Guabirotuba (Bacia de Curitiba) 
Fernando Antonio Sedor .............................................................................................................................................72 
Aplicação da Técnica de EBSD no Estudo de Porosidade e Permeabilidade em Arenitos Bandados 
Flávia Priscila Souza Afonso ...................................................................................................................................... 77 
Mapeamento e Descrição das Descontinuidades da Mina de Mármore Água Boa, Almirante Tamandaré, PR 
Francisco Tomio Arantes ............................................................................................................................................ 82 
Inorganic and Organic Processes in the Botijuela Carbonate System Evolution, Antofalla Region - Puna Argentina 
Guido Ezequiel Alonso ............................................................................................................................................... 87 
Geoquímica e Petrografia de Rochas Metabásicas da Formação Perau, Cinturão Ribeira: Integração de Dados 
Regionais 
Guilherme Fedalto ...................................................................................................................................................... 92 
Avaliação da Relevância Tectônica e Paleoambiental de Carbonatos Lacustres Quaternários da Região do Estreito 
de Magalhães, Patagônia Chilena 
Gustavo Machado Marangon ..................................................................................................................................... 97 
A Dinâmica das Rochas, Propagação de Vibrações Induzidas e Dano ao Maciço Rochoso 
Gustavo Sampaio Lopes .......................................................................................................................................... 102 
Fatores Controladores da Evolução Geomorfológica de um Leque Submarino (Cretáceo Superior da Bacia de 
Santos, Brasil) 
Hugo Seiti Yamassaki ............................................................................................................................................... 107 
Caracterização Faciológica dos Recifes do Arquipélago de Abrolhos e da Ilha da Trindade 
Iana de Melo Ferro ................................................................................................................................................... 112 
A Paleoceanografia do Atlântico Sudoeste no Quaternário: Uma Revisão da Literatura 
Ilara da Rocha Santos .............................................................................................................................................. 117 
Metodologia de Preparação de Microfósseis de Parede Não-Orgânica Aplicada à Formação Rio Bonito, no Estado 
de Santa Catarina 
Jennyfer Pontes Carvalho Pietsch............................................................................................................................ 122 
Nitrato nas Águas Subterrâneas da Bacia Hidrográfica Paraná 3: Comportamento Sazonal, Traçador de Fluxo e 
Segurança Hídrica 
Jéssica de Souza Gabi Barcellos ............................................................................................................................. 127 
Análise Morfotectônica do Lineamento Guapira (SP-PR) por Meio de Análise Morfométrica de Bacias Hidrográficas 
Jéssica Miranda dos Santos ..................................................................................................................................... 132 
Amostras de Calha e o Potencial para Uso na Quimioestratigrafia do Pré-Sal, Bacia de Santos 
Joana Caroline de Freitas Rosin .............................................................................................................................. 137 
Alimentação Artificial de Praias com Sedimentos de Dragagem dos Portos das Baías de Paranaguá-PR e Babitonga-
SC 
José Augusto Simões Neto ...................................................................................................................................... 142 
Determinação dos Processos de Formação dos Tipos de Minérios Oxidados de Nióbio do Complexo Alcalino 
Carbonatítico de Araxá e suas Implicações frente ao Processo de Beneficiamento Mineral 
José Marques Braga Júnior ...................................................................................................................................... 147 
Abordagem Multiescalar Utilizada na Construção de um Modelo Geológico 3D Através de Elementos Arquiteturais 
das “Coquinas” da Formação Morro do Chaves na “Pedreira Atol”, Bacia de Sergipe-Alagoas, Brasil 
Júlia Campos Guerrero ............................................................................................................................................. 153 
Faciologia e Contexto Deposicional de Sítio Fossilífero e Áreas Análogas da Bacia de Curitiba 
Kimberlym Tábata Pesch Vieira ............................................................................................................................... 158 
Qualidade de Reservatórios Siliciclásticos Influenciados por Deformações em Sedimentos Não Consolidados 
Lara Ferreira Neves .................................................................................................................................................. 163 
Quantificação da Vulnerabilidade à Erosão Costeira no Litoral Paranaense com Base no Estudo de Indicadores 
Lizandra Thamise dos Santos Abreu Melo ............................................................................................................... 168 
Variações Morfológicas da Nova Barra (Inlet) no Mar do Ararapira, Paraná-São Paulo, Brasil 
Lucas Akio Iwakura ................................................................................................................................................... 173 
Reconstrução Paleoambiental e Paleoclimática com Base em Microfósseis e Proxies Geoquímicos (Formação 
Campo do Tenente, Grupo Itararé, Bacia do Paraná) 
Lucas Ludwig Volkweis Langer ................................................................................................................................ 178 
Petrography and Geochemistry of the Rio Negro Pluton, Graciosa Province, Southern Brazil 
Luís Guilherme Moreira da Silva .............................................................................................................................. 183 
Rochas Vulcânicas da Formação Hilário: Caracterização Petrográfica e Magnetométrica, Distrito Seival, Caçapava 
do Sul, RS 
Marieli Machado Zago .............................................................................................................................................. 188 
Acomodação de Processos Deformacionais em Formações-Ferríferas do Proterozoico: Um Estudo de Caso do 
Bloco Almas-Dianópolis-Cavalcante 
Mateus Augusto Oliveira Silva .................................................................................................................................. 193 
Microestruturas e Mecanismos de Deformação ao Longo da Zona de Cisalhamento Patos 
Matheus Alves da Silva ............................................................................................................................................ 198 
O Potencial Forense de Banco de Dados Magnéticos e Radiométricos de Solo na Predição de Proveniência de 
Vestígios 
Matheus Pereira Nogueira e Silva ............................................................................................................................ 203 
Ambiente Moderno vs Registro Geológico: Travertinos da Bacia do Denizli, Turquia, Comparados com os Travertinos 
da Seção Pré-Sal da Bacia de Santos, Brasil 
Midori Graça Fatori Deguchi ..................................................................................................................................... 208 
Análise Químico-Mineral, Estrutural e Hiperespectral em Rochas Carbonáticas da Formação Água Clara na Cava 
Nova da Mina Rio Bonito-Campo Largo (PR) 
Murilo Henrique Taques Camargo............................................................................................................................ 213 
Hidroquímica do SASG na Bacia Paraná3, Características das Formações Paranapanema e Pitanga 
Paula Cristina Neuburger de Oliveira ....................................................................................................................... 218 
Structural Framework and Geologic Evolution of Carbonate Precipitation in Torres del Paine Endorheic Basins, 
Southern Patagonia - Chile 
Paulo Quezada Pozo ................................................................................................................................................ 223 
Os Depósitos Vulcanoclásticos e sua Relação com a Estrutura Circular de Vista Alegre - Grupo Serra Geral, no 
Sudoeste do Estado do Paraná 
Pedro Henrique Leal Hernandez .............................................................................................................................. 228 
Análise de Fácies das Coquinas do Campo de Búzios, Bacia de Santos 
Rafaella de Carvalho Antunes .................................................................................................................................. 233 
Assembleia Microfossilífera do Grupo Guatá (Eopermiano) e suas Implicações Paleoambientais no Centro-Leste de 
Santa Catarina 
Raissa Cristina Oliveira Fontanelli ............................................................................................................................ 238 
Depósitos de Transporte em Massa e Fácies Associadas do Grupo Itararé em Santa Catarina 
Ronaldo Paulo Kraft .................................................................................................................................................. 243 
Análise de Estudos de Predictabilidade para Ocorrência de Movimentos Gravitacionais de Massa na Serra do Mar: 
Serra da Prata/PR, e Nova Friburgo/RJ, Brasil 
Samuel Saldanha Sarmento ..................................................................................................................................... 248 
Integração de Dados Espaciais para Investigações Multipropósito do Grupo Serra Geral no Estado do Paraná 
Saulo Vila Lobus Strapasson.................................................................................................................................... 253 
Processamento e Análise do Radargrama na Barreira Pleistocênica de Superagui, Paraná 
Shaiely Fernandes dos Santos ................................................................................................................................. 258 
Análise Morfotectônica e Estrutural da Porção Sul do Litoral do Paraná 
Tatiana Abrahão Campos ......................................................................................................................................... 263 
Caracterização dos Condicionantes Geológicos que Contribuem no Fluxo da Água Subterrânea: Estudo de Caso no 
Aquífero Carste do Município de Campo Magro, Paraná 
Tereza Cristina Ferreira Campos Morato Filpi ......................................................................................................... 268 
Modelo Hidrogeoquímico de Circulação das Águas na Bacia do Ajuricaba, Paraná 
Thomaz Yanca Zulpo Pereira ................................................................................................................................... 273 
Caracterização de Litofácies em Carbonatos Continentais Modernos: Estudo de Caso em Tufas e Travertinos 
Victor Amir Cardoso Dorneles .................................................................................................................................. 278 
Análise Morfotectônica da Serra de Los Alisos, Região de San Salvador de Jujuy, Noroeste da Argentina 
William Rudolf Lopes Peyerl ..................................................................................................................................... 283 
 
 
Caracterização lipídica e microbiológica de testemunhos das lagoas salinas 
do Pantanal 
 
Aluana Ariane Schleder 
aluana.schleder@gmail.com 
Orientador (a): Sandro Froehner (Departamento de Engenharia Ambiental-UFPR) 
Co-orientadoras: Lucília Parron Vargas (Embrapa Florestas-Colombo-PR) 
 Anelize Bahniuk (Departamento de Geologia-UFPR) 
Palavras-Chave: n-alcanos; sequenciamento genético; mudanças climáticas 
 
Introdução 
 Neste resumo são apresentados os resultados parciais do projeto de doutoramento que tem como 
objeto o entendimento das mudanças da microbiota das lagoas salinas da região da Nhecolândia no 
Pantanal-MS e comparação dos dados com os de uma lagoa de água doce. A região da Nhecolândia é 
conhecida por suas lagoas. Nesta região existem mais de 10 mil lagoas, sendo que aproximadamente 
10% delas tem um alto teor de sais e valores extremos de pH. Contudo, a coexistência de lagoas com 
água salgada e de águas doces ainda é tema de debate. Admite-se, porém, que a existência de tais 
lagoas e de tal mosaico se deu na transição Pleistoceno/Holoceno, pelo isolamento das lagoas (salinas) 
devido aos bancos de areia. Também é levantada a hipótese de que alternância entre períodos secos e 
úmidos possam ter sido responsáveis pela formação das lagoas salinas. O que se busca neste projeto é 
investigar, de forma temporal, variações na composição do material orgânico, especificamente lipídios, 
os quais são partes constituintes de organismos e microrganismos. Desta forma a variação no perfil de 
distribuição dos n-alcanos revelou a existência de uma brusca transição a 3.200 anos aproximadamente. 
Antes, o ambiente era dominado por períodos secos e a matéria orgânica era essencialmente autóctone, 
como mostrado pela presença de cadeias curtas de n-alcanos, já no período mais recente, as cadeias 
longas de n-alcanos indicam períodos mais úmidos, portanto contribuição terrestre. Um fato interessante 
é a presença do composto crocetano, o qual indica, indubitavelmente, a presença de bactérias sulfato-
redutoras, responsáveis pela oxidação do metano e precipitação do carbono na forma de carbonato, que 
justifica a baixa emissão de metano pelas lagoas salinas. Análises de sequenciamento de DNA também 
mostraram a presenta deste grupo de bactérias e arqueias, assim como uma mudança dos principais 
grupos ao longo do tempo, possivelmente associadas às mudanças climáticas. 
 
Estado da Arte 
O Pantanal é o bioma que detém a maior área úmida continental do mundo, abrangendo uma área de 
aproximadamente 200.000 Km2 do Brasil, Bolívia e Paraguai (Por, 1995). Lá, ocorre a presença 
permanente ou temporária de águas superficiais rasas, com solos muitas vezes saturados, além de 
grande biodiversidade de flora, bem como de fauna adaptada para tais ambientes (Costa et al., 2015, Pott 
e Silva, 2015). Esta diversidade de ambientes do Pantanal é resultado de uma bacia sedimentar 
tectonicamente ativa, caracterizada por uma dinâmica sedimentar que produz mudanças constantes na 
paisagem (Assine, 2003; Assine, 2005). Estudos realizados em testemunhos sedimentares identificaram 
a ocorrência de fortes mudanças climáticas durante a transição dos períodos Pleistoceno/Holoceno 
(McGlue et al., 2017). Estas mudanças foram vistas na precipitação e temperatura, assim como nas 
mudanças da vegetação e na dinâmica da sedimentação (Whitney et al., 2011; MacGlue et al., 2015). 
Tais observações são consideradas indicadores paleoclimáticos do Quaternário (Suguio, 2010). Essas 
mudanças climáticas foram caracterizadas por um predomínio de longos períodos secos desde o 
Pleistoceno Superior até o Holoceno Médio e intercalados com episódios úmidos no Pleistoceno e na 
transição Pleistoceno/Holoceno (Assine, 2003; Assine et al., 2005). Atualmente, ainda existem dúvidas 
sobre como estas mudanças na paisagem decorrentes das mudanças climáticas que induziram ou estão 
associadas a atual paisagem do Pantanal, pois muito da morfologia atual é resultado dessas mudanças 
ocorridas na transição (Guerreiro, 2016). A origem da salinidade ainda é tema de debate entre 
pesquisadores. Estudos indicam que a variabilidade da salinidade das lagoas pode ser recente e 
associadaà concentração de sais, devido às altas taxas de evaporação durante o período seco (Barbiéro 
et al., 2002). A presença de microfósseis de espículas de esponjas, as quais são típicos de lagoas de 
água doce, encontradas nas partes mais baixas de testemunhos sedimentares e expostas à longos 
 
períodos de estiagem, sugerem que as atuais lagoas foram, no passado, originárias de água doce e 
posteriormente submetidas à alternância entre períodos secos e úmidos no Holoceno Médio (Barbiéro et 
al., 2002; Guerreiro, 2016). Admite-se, ainda, que o aumento da salinidade possa ter ocorrido durante o 
Pleistoceno, pelo isolamento da drenagem natural das lagoas por bancos de areias (cordilheiras) em 
conjunto com a alternância de períodos úmidos/áridos (Ab’Saber, 1988). Consequentemente, há um 
aumento da produtividade primária, mesmo em ambientes extremos (alta salinidade e alcalinidade), 
possivelmente, devido à organismos adaptáveis a tais ambientes (Wang et al., 2016a). Não obstante, as 
condições extremas e dinâmicas das lagoas salinas, é possível encontrar uma diversidade de 
microrganismos, especialmente halofílicos. Vários lagos salinos estão distribuídos no mundo (Bowman et 
al., 2000; Oren, 2002; Casamayor et al., 2013), sendo objetivo principal de estudos os efeitos da 
salinidade no controle das populações microbianas (Jiang et al., 2007), sendo que a maioria das 
pesquisas estão concentradas no Hemisfério Norte. Um fato interessante é a que as lagoas salinas do 
Pantanal emitem baixos teores de metano. Segundo Bergier et al. (2014), possivelmente, o metano é 
oxidado por bactérias sulfato-redutoras e precipitado na forma de carbonato. Diante deste contexto, 
buscou-se identificar a composição geoquímica detalhada no material orgânico depositado nos 
sedimentos (testemunho) ao longo dos anos e que possa indicar variações na microbiota, induzidas por 
fatores externos, tais como evaporação e concentração, variações na temperatura, variações hidrológicas 
ou por eventos geológicos passados (Cimerman et al., 2005). A proposta, também, de forma inédita, 
avaliou a presença de bactérias e arqueias ao longo dos testemunhos por análises de amplificação do 
gene 16S RNAr. Abaixo são apresentados os resultados da presença de n-alcanos e DNA, os quais são 
parte do artigo a ser submetido para a revista Quaternary Research (Disentangling the organic matter 
composition of core sediments of soda lakes from Nhecolândia-Brazil). 
 
Material e Métodos 
Para este resumo, são apresentados os resultados da análise de 3 testemunhos, sendo 2 oriundos de 
lagoas salinas e um de lagoa de água doce. Foram recuperados os seguintes testemunhos: um 
testemunho de 1/170 cm (recuperados/profundidade) do lago Salina da Ponta (NHP) (S18º59’01’’, 
W56º39’44’’), um testemunho de 1/75 cm do lago Salina Burro Branco (BB2) (S19º29’36’’, W56º09’31’’) e 
um testemunho de 1/115 cm do lago Baía Terra Preta (BTP) (S19º33’18’’, W56º07’56’’). (Figura 1). O 
local amostrado dos lagoas salinas foi no centro das lagoas e o do lagoa de água doce na margem 
(Guerreiro, 2016). 
 
Figura 1. Foto aérea das lagoas com testemunhos amostrados. 
 
 
Para a análise da composição dos marcadores geoquímicos os testemunhos foram abertos e amostrados 
em intervalos de 2 em 2 centímetros na parte do testemunho com maior teor de material orgânico (topo, 
coloração escura), já o restante do testemunho, com característica arenosa, foi fracionado em intervalos 
a cada 4-10 cm e as subamostras foram armazenadas à -20ºC. As amostras foram analisadas segundo 
a composição de n-alcanos, composição elementar e sequenciamento e amplificação do gene 16S RNAr. 
Os procedimentos de extração e quantificação dos hidrocarbonetos alifáticos está descrito em Froehner 
et al. (2019), assim como a determinação da composição elementar. Já as análises e sequenciamento 
genético está descrito em (Caporaso et al., 2012; Caporaso et al., 2010). 
 
Resultados 
Os testemunhos apresentaram constituições distintas em relação ao conteúdo de areia, silte e argila. De 
modo geral, a parte superior é mais escura em que há presença de material orgâno-siltoso, com menor 
teor de areia, enquanto a parte inferior é constituída predominantemente por areia. As razões de Redfield, 
ou seja, C/N, indicam duas situações em relação à fonte de material orgânico. Na parte mais recente dos 
testemunhos, os valores das razões são baixos, os quais podem ser associados a fontes alóctones, já a 
parte inferior é de origem autóctone, com valores maiores. Nos 3 testemunhos foram encontrados os n-
alcanos variando de C15 a C31, além do crocetano. Os n-alcanos têm sido amplamente utilizados para 
distinguir a fonte do material orgânico em solos e sedimentos, pois é sabido que fontes terrestres são 
associadas com cadeias mais longas de n-alcanos (C24 a C31), enquanto que fontes aquáticas (algas e 
bactérias) contém cadeias menores, C15 a C19 (Eglington e Hamilton, 1967). Nos três testemunhos, 
observou-se um padrão de distribuição, em que compostos com cadeias maiores estão presentes na 
parte superior do testemunho, já a parte inferior é dominada por uma mistura de cadeias curtas e longas. 
Isto pode ser interpretado como fontes diferentes de material orgânico, ou seja, origem terrestre no topo 
e predomínio de aquática nas partes mais profundas. Também foi observado que a concentração total 
decresce com o aumento da profundida do testemunho, onde não descarta-se a possibilidade de 
diagênese. Para melhor entender as fontes de contribuição do material orgânico, razões entre os 
compostos foram analisadas, as quais relacionam fonte e características hidrológicas daquele ambiente. 
Razões entre n-alcanos também confirmam o aporte terrestre, em alguns momentos, e aquático em 
outros. Valores do índice preferencial do carbono (CPI), que mostra a proporção entre cadeias longas e 
curtas, são altos no topo do testemunho, decrescendo ao longo dos testemunhos. Este comportamento 
pode ser interpretado como fonte de material terrestre no topo do testemunho e fonte aquática nas demais 
partes. Estes valores também podem ser influenciados por mudanças climáticas, pois valores altos 
indicam períodos úmidos, já valores menores, períodos mais secos, portanto produtividade primária 
maior, confirmada pelos valores da razão C/N (Wang et al., 2016b). Este comportamento foi observado 
para os três testemunhos. A contribuição terrestre pode ser devido a abundância da palmeira Copernica 
Alba, a qual suporta ambientes com maiores teores de carbonato. Os demais índices (Paq e TAR) seguem 
o mesmo comportamento, ou seja, no topo contribuição terrestre, seguida de contribuição aquática. Tais 
resultados também estão relacionados com períodos alternados, entre úmidos e secos. 
Surpreendentemente, foi encontrado o crocetano, hidrocarboneto alifático, porém ramificado. O crocetano 
tem sido associado à presença de um consórcio de arqueias metanotróficas e bactérias que oxidam o 
metano, mais especificamente com bactérias sulfato-redutoras. Tais bactérias oxidam o metano, sendo 
que o sulfato serve como aceptor de elétrons (Greenwood e Summons, 2003). Segundo Pancost et al. 
(2000) o metano é oxidado sob condições anaeróbicas por um consórcio de bactérias com precipitação 
de carbonato. Nos três testemunhos a ocorrência de crocetano não foi uniforme, sugerindo processos 
microbiológicos independentes, contudo, a baixa emissão de metano pelas lagoas salinas, como 
observado anteriormente, a presença de crocetano confirma a hipótese de Bergie et al (2014). 
Finalmente, os resultados de sequenciamento de DNA mostraram uma abundância de grupos de 
bactérias e arqueias nos três testemunhos. Dentre o domínio das bactérias, o filo Firmicutes e as subdi-
visões Gama, Alpha, Beta e Delta-Proteobacteria, foram dominantes ao longo dos testemunhos. Entre as 
sequências atribuídas a Firmicutes, o gênero dominante foi Bacillus, nos segmentos central e basal do 
testemunho NHP (7.165±598 ka) e no segmento basal do testemunho BTP(intervalo não datado). O filo 
Fimicutes é caracterizado por rápida germinação de esporos e um curto período de duplicação. Sequên-
cias atribuídas aos filos Actinobacteria e Chloroflexi também foram identificadas nos segmentos do topo 
e meio do testemunho NHP. Dentre as Actinobacterias, o grupo dos Actinomicetos termofílicos foram os 
mais abundantes nos os segmentos 14 a 16 e 55 a 57 cm. Ainda no segmento 55 a 57 cm (2200 cal. anos 
AP) do testemunho NHP foi identificado o gênero Streptomyces. Os Actinomicetos são amplamente co-
nhecidos por ocuparem ambientes hipersalinos (Zenova et al., 2011). Já bactérias do gênero Strep-
tomyces estão presentes em quase todos os tipos de solos e sedimentos (Zvyagintsev, 2001). As Acti-
 
nobactérias desenvolveram diversas estratégias de sobrevivência, incluindo a esporulação, ampla capa-
cidade metabólica de degradação, síntese de metabolitos secundários, e vários mecanismos de resistên-
cia à radiação UV (McCarthy e Williams, 1992). Actinobactérias foram isoladas de solos salinos no México 
(Valenzuela-Encinas et al., 2009) e descrito como um dominante filo em ambientes áridos, como o deserto 
da Namíbia (Makhalanyane et al., 2013). Em especial representante da classe Anaerolineae, pertencen-
tes ao filo Chloroflexi, foram encontradas nos segmentos de topo e meio dos testemunhos NHP e BB2. 
Cloroflexi também é encontrado em ambientes hipersalinos, como solos altamente salinos e águas resi-
duais hipersalinas. A maioria das sequências de Cloroflexi pode ser encontrado nas camadas profundas. 
Não foram identificados grupos bacterianos bastante expressivos no testemunho BB2 em comparação 
com os grupos encontrados nos testemunhos NHP e BTP. Todavia, foi possível identificar, sutilmente, 
que as subdivisões do filo Proteobacteria (alphaproteobacteria, betaproteobacteria, deltaproteobacteria e 
gammaproteobacteria) estão presentes em todas as profundidades analisadas. De forma geral, betapro-
teobacteria domina em todos os segmentos, seguido por Gemm-5 e Nitrospira identificados nos segmen-
tos entre 8 a 10 cm de profundidade, intervalo datado pelo 14C em período pós-bomba. Representantes 
da classe Acidimicrobiia, Gemm-5 compõem a porção basal do testemunho (40 a 44 cm). Gemmatimo-
nadetes apresentam crescimento lento (Zhang et al., 2003) são colonizadores que se adaptam bem à 
baixa umidade do solo (DeBruyn et al., 2011), apontando para uma tolerância à dessecação. 
 
Discussões e Conclusões 
Três testemunhos foram analisados segundo o perfil de distribuição de n-alcanos. A distribuição mostrou 
situações distintas e em alguns momentos alternâncias entre fontes de introdução da matéria orgânica, 
tais mudanças se associam com mudanças climáticas que ocorreram na região do Pantanal durante o 
Holoceno. No topo dos testemunhos predominam as cadeias longas, as quais indicam a introdução de 
material de origem terrestre, que também pode estar associado à períodos mais úmidos. Já as partes 
mais profundas, predominam cadeias curtas, as quais são provenientes de algas, especialmente. Na 
lagoa de água doce (BTP) há a ocorrência de macrófitas, nos sedimentos confirmadas pelas cadeias 
médias de n-alcanos. Em todos os testemunhos observou-se hiatos pelas análises de granulometria, 
composição elementar e n-alcanos, provavelmente indicando uma transição, com abrupta mudança 
climática. Admite-se que estas mudanças climáticas influenciaram na formação das lagoas, tanto salinas 
como de água doce, claramente existe uma mudança na distribuição dos n-alcanos, que pode estar 
associada à mudanças climáticas. A presença de crocetano confirma a oxidação do metano por um 
consórcio de bactérias e que precipita o carbono na forma de carbonato. Contudo, a ocorrência de 
crocetano na lagoa de água doce induz a alternativa de existência de um consórcio de bactérias distinto 
entre lagoas. A existência de tal consórcio é indicado pelos resultados de sequenciamento do DNA. 
 
Atividades Futuras 
Preparação e submissão do segundo artigo com foco principal no tratamento bioestatístico (em 
andamento) dos resultados de sequenciamento do DNA, a fim de identificar os genes predominantes em 
cada segmento dos testemunhos. Também neste artigo, será associado o perfil de ácidos graxos com os 
resultados dos principais grupos de bactérias. 
 
Agradecimentos 
Ao CNPq/Equinor pela bolsa de doutorado (Processo 440126/2019-3). 
 
Referências 
Ab´Saber, A. 1988. O Pantanal Mato-Grossense e a teoria dos refúgios. Revista Brasileira de Geografia 1(12): 9-57. 
Assine, M.L. 2005. River avulsions on the Taquari megafan, Pantanal wetland, Brazil. Geomorphology. Amsterdam: 
Elsevier B.V., v. 70, n. 3-4, p. 357-371. Disponível em: <http://hdl.handle.net/11449/25058>. 
Assine, M. L. 2003. Sedimentação na bacia do Pantanal Mato-Grossense, Centro-Oeste do Brasil. Tese de livre 
Docência, Universidade Estadual de São Paulo – Unesp. 
Barbiero, L., Berger, G., Rezende Filho, A. T., Meunier, J. F., Silva, E.R.M., Furian, S. 2016. Organic Control of 
Dioctahedral and Trioctahedral Clay Formation in an Alkaline Soil System in the Pantanal Wetland of Nhecolândia, 
Brazil. Plos One. 11(7): 1-23. 
Bergier, I., Krusche, A., Guérin, F. 2014. Alkaline lake dynamics in the Nhecolândia landscape. In: Bergier, I., Assine, 
M.L. (Eds.), Dynamics of the Pantanal Wetland in South America. Springer International, Cham, Switzerland, 145–
161. 
Bowman, J.P., McCammon, S.A., Rea, S.M., McMeekin, T.A. 2000. The microbial composition of three limnologically 
disparate hypersaline Antarctic lakes. FEMS Microbiology Letters, 183: 81-88. 
Caporaso, J.G., Lauber, C.L., Walters, W.A. 2012. Ultra-high-throughput microbial community analysis on the Illu-
mina HiSeq and MiSeq platforms. The ISME Journal, 6: 1621–1624. 
http://hdl.handle.net/11449/25058
 
Caporaso, J. G., Kuczynski, J., Stombaugh, J., et al. 2010. QIIME allows analysis of high-throughput community 
sequencing data. Nature Methods, 7(5): 335-336, DOI: 10.1038/nmeth.f.303. 
Casamayor, E. O., Margarit, X. T., Castaneda, C. 2013 Microbial biodiversity in saline shallow lakes of the Monegros 
Desert, Spain. FEMS, Microbiology Ecology, 85(3): 503- 518. 
Cimerman, N.K., Oren, A., Plemenitas, A. 2005. Adaptation of life at high salt concentrations in Archeas, Bacterias 
and Eukarya, Edited By: Nina Gunde-Cimerman, Aharon Oren and Ana Plemenitas. Series: Cellular Origin, Life in 
Extreme Habitats and Astrobiology 9: 577. 
Costa, M., Telmer, K.H., Evans, T. L., Diakun, M.T. 2015. The lakes of the Pantanal: inventory, distribution, 
geochemistry, and surrounding landscape. Wetlands Ecology and Management, 23(1): 19-39. 
DeBruyn, J.M., Nixon, L.T., Fawaz, M.N., Johnson, A.M., Radosevich, M. 2011. Global biogeography and quantitative 
seasonal dynamics of Gemmatimonadetes in soil. Appl. Environ. Microbiol. 77: 6295–6300. doi: 
10.1128/AEM.05005-11 
Eglinton, G., Hamilton, R.J. 1967. Leaf epicuticular waxes. Science (New York, N.Y.) 156:1322–1335. 
Froehner, S., Castro, J.M., de Gea, G.A., Quijano, M.L., Aguado, R., Naafs, D.A., Pancost, R. 2019. Complex and 
protracted environmental and ecological perturbations during OAE 1a - Evidence from an expanded pelagic section 
from south Spain (Western Tethys). Global and Planetary Change, 183: 103030. 
Greenwood, P. F., Summons, R. E. (2003) GC–MS detection and significance of crocetane and pentamethylicosane 
in sediments and crude oils Organic Geochemitry 34, 1211–1222. 
Guerreiro, R. L. 2016. Mudanças paleoambientais no holoceno em lagoas salinas do Pantanal da Nhecolândia. 
Instituto de Geociências e Ciências Exatas, Universidade Estadual Paulista, Tese de Doutorado, Rio Claro, p. 148. 
McCarthy, A.J., Williams, S.T. 1992. Actinomycetes as agents of biodegradation in the environment – a review. Gene, 
115: 189-192. 
McGlue, M.M., Guerreiro, R.L., Bergier, I., Silva, A., Pupim, F.N., Oberc, V., Assine, M.L. 2017. Holocene 
stratigraphic evolution of saline lakes in Nhecolândia, southern Pantanal wetlands (Brazil). QuaternaryResearch, 
88: 472–490. 
McGlue, M.M., Silva, A., Assine, M.L., Stevaux, J., Pupim, F.D.N. 2015. Paleolimnology in the Pantanal: Using Lake 
Sediments to Track Quaternary Environmental Change in the World, 51-81. 
Oren, A. 2002. Molecular ecology of extremely halophilic Archaea and Bacteria. FEMS Microbiology Ecology, 39: 1-
7. 
Pancost, R., Damsté, J.S.S., Lint, S., van der Maarel, M.J.E.C., Gottschal, J.C. 2000. Biomarker Evidence for 
Widespread Anaerobic Methane Oxidation in Mediterranean Sediments by a Consortium of Methanogenic Archaea 
and Bacteria. Applied and Environmental Microbiology, 1126-1132. 
Pott, A., Silva, J.S.V. 2015. Terrestrial and Aquatic Vegetation Diversityof the Pantanal Wetland. Dynamics of the 
Pantanal Wetland in South America, 111-131. 
Por, F. D. 1995. The Pantanal of Mato Grosso (Brazil). World´s Largest Wetlands. Monographia e Biologicae 73. 
Kluwer Academic Publisher, Dordrecht/Boston/London. Printed in the Netherlands, p. 123. 
Suguio, K. 2010. Geologia do Quaternário e Mudanças Ambientais. Oficina de textos, São Paulo, p. 409. 
Valenzuela-Encinas, C., Neria-Gonzalez, I., Alcantara, R., Estrada-Alvarado, I., Serna, F.J., Dendooven, L., Marsch, 
R. 2009. Changes in the bacterial populations of the highly alkaline saline soil of the former lake Texcoco (Mexico) 
following flooding. Extremophiles 13:609–621. doi 10.1007/s00792-009-0244-4 
Wang, G.J., Lowenstein, T.K., Fang, X. 2016a. Microbial Habitability and Pleistocene Aridification of the Asian Inte-
rior. Astrobiology, 16(6): 379-388. 
Wang, X., Huang, X., Sachse, D., Ding, W., Xue, J. 2016b. Molecular paleoclimate reconstructions over the last 9 ka 
from a peat sequence in south China. PLoS ONE, 11(8): e0160934. Doi 10.1371/journal.pone.0160934. 
Whitney, B.S., Mayle, F.E., Punyasena, S.W, Fitzpatrick, K.A., Burn, M.J., Guillen, R., Chavez, E., Mann, D., Pen-
nington, R.T., Metcalfe, S.E. 2011. A 45 kyr palaeoclimate record from the lowland interior of tropical South America. 
Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 307: 177-192. 
Zenova, G.M., Manucharova, N.A., Zvyagintsev, D. G. 2011. Extremophilic and Extremotolerant Actinomycetes in 
Different Soil Types. Eurasian Soil Science, 44(4): 417–436. 
Zhang, Y.L., Tessaro, M.J., Lassner, M., Li, X. 2003. Knockout analysis of Arabidopsis transcription factors TGA2, 
TGA5, and TGA6 reveals their redundant and essential roles in systemic acquired resistance. Plant Cell 15:2647-
2653. 
Zvyagintsev, D.G., Zenova, G.M,, Doroshenko, E.A., Gryadunova, A.A., Gracheva, T.A., Sudnitsyn, I.I. 2007. 
Actinomycete growth in conditions of low moisture. Biology Bulletin, 34(3): 242-47. 
Thulani, P., Makhalanyane, A., Valverde, A., Gunnigle, E., Frossard, A., Ramond, J. B., Cowan, D. A. 2015. Microbial 
ecology of hot desert edaphic systems. FEMS Microbiology Reviews Advance Access - doi: 10.1093/femsre/fuu011 
 
Dados Acadêmicos 
Modalidade: Doutorado – acima de 12 meses. 
Data do Exame de Qualificação: Dezembro/2019 
Título Original do Projeto de Pesquisa: Avaliação da mudança da microbiota e salinidade nas lagoas do Pantanal 
Data de Ingresso na Pós-Graduação: 04/2017; Área de Concentração: Geologia Ambiental; Linha de Pesquisa: 
Recursos Hídricos. 
Possui Bolsa: Sim, CNPq/Equinor. 
 
https://www.nhbs.com/series/cellular-origin-life-in-extreme-habitats-and-astrobiology
https://www.nhbs.com/series/cellular-origin-life-in-extreme-habitats-and-astrobiology
 
 
 
Título: Relação entre uso e ocupação do solo e características geoquímicas 
dos sedimentos fluviais da Bacia Hidrográfica do Rio das Balsas 
 
Ana Paula de Melo e Silva Vaz 
ana.vaz@ufma.br 
Orientador: Prof. Dr. Sandro José Froehner (UFPR) 
 
Palavras-Chave: Metais pesados; Índices geoquímicos; Modificações geoquímicas. 
 
Introdução 
O presente estudo é resultado da análise, em andamento, da região sul do estado do Maranhão, 
especificamente na região da Bacia Hidrográfica do Rio das Balsas (BHRDB), o local é uma área em 
desenvolvimento, impulsionado principalmente pela produção agrícola no bioma Cerrado e que possui 
poucas pesquisas e mapas de descrição da área. Inicialmente, a principal dificuldade encontrada foi a 
falta de informações na literatura sobre a BHRDB. Por este motivo foi produzido e publicado um artigo 
que versa sobre a caracterização física da BHRDB, bem como apresenta em análise qualitativa por meio 
do mapa de áreas suscetíveis a erosão com base no método Curve Number (NRCS, 1989). Considerando 
que, os sedimentos fluviais são constituídos por partículas minerais e matéria orgânica e que estes são 
transportados e/ou depositados nos corpos d’água, vislumbra-se a determinação e associação com a 
origem do material inorgânico do sedimento, portanto os efeitos antrópicos na bacia , além de entender a 
quanto tempo as modificações geoquímicas antrópicas vem ocorrendo no local. Além disso, espera-se 
contribuir por meio da elaboração de mapas e diagnósticos iniciais para que a ocupação da área possa 
ocorrem de maneira sustentável, buscando aliar a aptidão da área com as atividades econômicas. 
 
Estado da Arte 
Os sedimentos são constituídos por partículas minerais e matéria orgânica que são transportadas ou 
depositadas nos corpos d´água. Os processos derivados das atividades antrópicas são responsáveis pela 
entrada de cargas de elementos tóxicos nas águas superficiais das bacias hidrográficas, e podem afetar 
a qualidade dos sedimentos, uma vez que estes, são estoques de substâncias e compostos químicos e 
podem servir de fonte secundária de poluição difusa (POLETO; FERNANDES e BEIER, 2017). As 
atividades antrópicas são refletidas na qualidade de corpos hídricos e estão associadas ao uso e 
ocupação do solo, a erosão também é um reflexo de como o solo é ocupado. Sob determinadas 
circunstâncias, as taxas de erosão podem ser 100 vezes maiores, com a interferência humana, do que 
seria apenas considerando-se em termos geológicos (CARVALHO et. al., 2000). De acordo com Coltrinari 
(2001), foi no início dos anos 1990 que surgiu a ideia de estabelecer parâmetros, avaliar os componentes 
naturais e definir a contribuição das ciências da Terra à compreensão das mudanças globais de curto 
prazo. Nos últimos anos o uso de marcadores geoquímicos tem sido amplamente utilizados na 
compreensão e entendimento do material orgânico depositado nos corpos hídricos, os quais podem trazer 
informações quanto a origem do material, bem como ser associados aos processos naturais e antrópicos. 
A utilização de marcadores geoquímicos com a finalidade de rastrear a erosão é denominada método 
fingerprint, que pode auxiliar no entendimento dos aportes antrópicos. De acordo com Salminen (2018) a 
várzea superficial e os sedimentos são normalmente afetados por atividades antropogênicas recentes e 
podem estar contaminados, já as amostras mais profundas normalmente mostram a variação natural. 
Galoski et al., (2019) destacam que a combinação do uso do solo e das características hidrológicas podem 
interferir no sedimento que é carreado para os corpos hídricos, os autores utilizaram o fingerprint como 
ferramenta para rastrear a erosão influenciada pelo uso do solo. Para entender como ocorreram os 
aportes antrópicos ao longo do tempo é necessário utilizar técnicas que determinem a idade dos 
sedimentos depositados. A datação permite determinar quando o evento ocorreu. Também pode ser 
obtido resultados satisfatórios e de grande relevância no estabelecimento de um histórico ambiental, 
referentes a geocronologia de sedimentos com idades de até cerca dos 150 anos, ganhando maior 
relevância, ainda, quando aplicada em regiões de intensas atividades antrópicas, uma vez que os 
sedimentos funcionam como registro histórico das atividades de uso e ocupação do solo (ALEXANDER 
et al., 1993 apud POLETO, FERNADES E BEIER, 2017). Com a determinação temporal combinada com 
 
 
a avaliação do uso e ocupação do solo ao longo do tempo é possível determinar quais atividades mais 
influenciam a composiçãogeoquímica do local. Considerando que a contaminação do solo e sedimentos 
por metais pesados ocorre, em centros urbanos não industrializados, como é o caso da área de estudo, 
principalmente pela presença de lixões. Abrelpe (2015) descreve que o aporte de metais pesados pelos 
lixões (As, Pb, Cu, Cr, Ni, Zn, Fe, Mn, Sc e Sr) se dá pelo processo de decomposição dos materiais 
presentes na massa de resíduos ou pela combustão. Determinar o impacto destes metais nos sedimentos 
ainda é um desafio no Brasil, já que segundo Schmitz (2018), para os sedimentos, não há ainda uma 
legislação nacional sobre a qualidade do ambiente natural, exceto a Resolução do Conselho Nacional do 
Meio Ambiente (CONAMA nº454), que disciplina a dragagem e disposição dos sedimentos dragados. No 
entanto alguns índices podem ser utilizados como o Índice de Geoacumulação (Igeo) proposto por Muller 
(1969), além do Fator de Enriquecimento (EF) proposto por Hakanson (1980) e o Índice de Carga de 
Poluição (PLI) proposto por Tomlinson et al., (1980). Com base nestes índices é possível descrever as 
principais modificações geoquímicas dos sedimentos induzidos por atividades antrópicas. 
 
Material e Métodos 
A primeira etapa do trabalho, consistiu no mapeamento de caracterização morfométrica e delimitação da 
BHRDB e suas sub-bacias, de posse dos mapas foi possível determinar os pontos de amostragem que 
foram selecionados de acordo com as diferentes influências antrópicas, em áreas com pouca ou nenhuma 
influência antrópica a montante do centro urbano, área de influência urbana, área de influência do lixão, 
e a jusante da cidade de Balsas (Figura 1). 
A área delimitada como área de influência total, compreende as sub-bacias a montante dos pontos de 
coleta, que possuem área de 9058,9 km2 e representa cerca de 35% da área total da BHRD. Os 
testemunhos foram coletados em tubos de PVC de 50 mm de diâmetro, com aproximadamente 50 cm de 
comprimento entre os meses de junho e julho de 2018. Após a coleta, os testemunhos foram refrigerados 
e posteriormente congelados até a abertura para fatiamento. A separação das amostras foi feita em 
intervalos de 2 cm, conforme descrito em IAEA (2003). No total, foram realizadas coletas em 9 pontos 
sendo três testemunhos em cada ponto. Para cada local foram selecionadas análises distintas, a escolha 
se deu com base na análise espacial das três principais atividades antrópicas que podem influenciar a 
modificação na composição geoquímica dos sedimentos. As análises realizadas foram: Datação por 210Pb 
em P3, P4 e P9; Concentração de NPK em P1, P2 e P3, para determinar aportes pela agricultura; Metais 
pesados (As, Cr, Cu, Fe, Mn, Ni, Pb e Zn) em todos os pontos, para avaliar a influência tanto do centro 
urbano quanto do lixão. A datação por 210PB foi realizada no laboratório de espectrometria gama do 
Instituto Oceanográfico da USP, sendo utilizado o método descrito por Figueira (2000). Para determinar 
a concentração dos metais biodisponíveis, as amostras foram previamente secas e separadas por 
peneiramento (<0,63μm). Então, foram preparadas conforme procedimento descrito no método EPA 
3050-B (USEPA, 1996) com a adaptação descrita por Schmitz (2018) que permite o uso do bloco digestor. 
Figura 1 - Área de influência e localização dos pontos de coletas de testemunhos. 
 
 
A extração e leitura da concentração dos metais biodisponíveis foi realizado Laboratório de Nutrição de 
Plantas da UFPR. Os dados obtidos foram submetidos a análise de variância (ANOVA) com 95% de 
confiança para determinar a similaridade ou diferenças entre os metais analisados, além disso, foram 
calculados: Índice de Geoacumulação (Igeo), Fator de Enriquecimento (EF) e Índice de Carga de Poluentes 
(PLI) a base de dados geoquímicos da CPRM foi utilizada como background para os valores utilizados no 
cálculo dos índices. Para a avalição da ocupação antrópica na região, foram utilizados os dados 
disponíveis em Mapbiomas que possui uma coleção de arquivos rasters com o uso e ocupação do solo 
entre os anos de 1985 e 2018 produzidos com base em imagens Landsat com 30 m de resolução. Para 
a presente análise, foram utilizados os dados relativos aos anos 1988, 1998, 2008 e 2018. 
 
Resultados 
A datação por 210Pb demonstrou que as bases dos testemunhos dataram de 1946 e 1947. Com relação 
à análise granulométrica, P3 e P4 foram classificados como textura arenosa, conforme os grupamentos 
texturais descritos por Embrapa (2006) e apresentaram 92% de areia, 5% de silte e 3% de argila; 99,2% 
de areia, 0,8% silte e 0% argila, respectivamente. Já no P9, as camadas analisadas variaram entre textura 
média e textura muito argilosa, no geral o testemunho foi classificado como muito argiloso (1% de areia, 
2% de silte e 97% de argila). A avaliação do uso e ocupação do solo na área de estudo não é possível 
para atingir a mesma data da base dos sedimentos, os dados mais antigos datam de 1985. Como os 
testemunhos foram coletados em 2018, foram utilizados os dados de 2018, 2008, 1998 e 1988 (intervalos 
de 10 anos), para entender de que modo ocorreram as mudanças de uso e ocupação na área de 
influência, como mostra a Figura 2. 
 
 
As principais alterações com relação ao uso e ocupação do solo, entre os anos de 1988 e 2018 foram: a 
redução das áreas de Cerrado e Campo, que reduziram 16,6 e 3,4% no período, respectivamente. Em 
contrapartida, houve aumento nas áreas de Cultura perene (19,2%), já as demais áreas variaram 
positivamente menos de 0,5%. Com relação as concentrações de N, P e K em P1, P2 e P3, a ANOVA 
mostra significância estatística entre todos os elementos, já que todas correlações apresentam p<0,05. 
Por sua vez, as concentrações de metais biodisponíveis, realizados em todos os pontos de coleta, e estão 
apresentadas na Tabela 1, onde são apresentadas as médias, o desvio padrão, o mínimo e o máximo por 
elemento, para o universo de 9 pontos amostrais e de 97 sub amostras. 
 
Tabela 1: Médias das concentrações de metais pesados (ppm). 
 As Cr Cu Mn Ni P Pb Zn Fe 
Média 1.3 6.3 4.8 47.5 7.6 65.6 10.7 43.7 3572.6 
Des. Padrão 1.2 5.2 6.1 53.6 5.3 72.9 7.6 31.7 3064.4 
Mínimo 0.0 0.2 0.2 0.6 0.5 0.0 0.9 1.7 91.1 
Figura 2: Uso e ocupação do solo nos anos 2018, 2008, 1998 e 1988. 
 
 
Máximo 4.7 20.0 26.9 205.4 20.2 287.2 29.5 121.6 10150.9 
 
Pela ANOVA, é possível afirmar que não há diferença estatística entre os seguintes elementos: Ni e Cr; 
P e Mn; Pb e Cr; Pb e Ni; Zn e Mn; e Zn e P. Entre todos os demais, há significância estatística já que 
apresentam p<0,05. O cálculo dos índices Igeo, EF e PLI possibilitam avaliar o grau de modificação 
geoquímica, uma vez que estes consideram nos cálculos os valores encontrados no solo/rocha do local. 
A Tabela 2 mostra os valores calculados para Igeo e EF, por elemento e os valores de background. 
 
Tabela 2: Igeo, EF calculados e valores de background. 
 As Cr Cu Mn Ni P Pb Zn Fe 
Igeo 13.0 -2.7 -2.7 3.7 15.6 -2.8 -2.2 18.1 5.6 
EF 8.7 0.0 0.0 0.3 71.3 0.0 0.0 468.7 4.4 
CPRM* 0.01** 34.17 13.54 108.33 23.92 0.01** 18.38 27.58 32166.67 
*Valores de background. **valor original igual a zero, utilizado 0,01 para o cálculo dos índices. 
Conforme a classificação dos resultados do Igeo, a área não é considerada contaminada pelos valores 
encontrados para Cr, Cu, P e Pb (Igeo < 0). Já o valor encontrado para Mn o classifica como contaminado 
(3 < Igeo < 4). Por sua vez, As, Ni, Zn e Fe foram classificados como extremamente contaminados por 
apresentarem Igeo > 5. Já com relação ao EF temos Cr, Cu, Mn, P e Pb classificados com enriquecimento 
deficiente (EF < 2). As e Fe apresentam enriquecimento significativo (EF entre 5 e 20). E Ni e Zn 
apresentam enriquecimento extremamente alto (EF > 40). Outro método de avaliação das alterações 
geoquímicas locais que é amplamente utilizado é o PLI, para o presente estudo, as áreas foram divididas 
em: Montante, Urbano e Lixão, a Tabela 3 mostra os resultados do PLI para as 3 áreas. 
 
Tabela 3: PLI por área deinfluência. 
 PLI Montante PLI Urbano PLI Lixão 
Média 3.3 16.9 25.1 
Des. Padrão 0.7 7.9 10.7 
Mínimo 2.6 6.2 10.5 
Máximo 4.2 28.1 39.5 
De acordo com a proposta de Tomlinson (1980), os valores de PLI abaixo de 1 são considerados não 
poluídos e os valores maiores que 1 são classificados como poluídos, conforme observa-se na Tabela 3, 
as três áreas estão poluídas, além de perceptível o aumento dos valores de PLI para as diferentes áreas, 
sendo os menores valores para a área de montante, valores intermediários para área urbana e os maiores 
valores com relação aos pontos coletados para avaliar a influência do lixão. Observando os valores 
calculados temos em comparação entre área de montante e a área urbana um incremento de 5,1 vezes 
no valor do PLI, já entre a área de montante e a área de influência do lixão temos valores 7,1 vezes maior 
e entre a área urbana e lixão a diferença é de 1,5 vezes. 
 
Discussões e Conclusões 
A razão pela qual optou-se por utilizar nas análises somente a parte fina do sedimento (<63μm) é 
justificada pelo estudo de Li et al, (2020) que determinou que a argila foi o principal fator com poder de 
predição do fingerprint, 73.5%. A restrição da análise para a parte fina do sedimento é corroborada por 
Owens et al., (2016) que descreve que o efeito do tamanho das partículas pode ser minimizado de dois 
modos, pela restrição ao tamanho das partículas para <63μm ou pela utilização de fatores de correção. 
Com relação aos índices calculados, tanto os valores de Igeo quanto os valores de EF indicam que os 
elementos que apresentam valores elevados são os mesmos: As, Ni, Zn e Fe. O que pode indicar a que 
provável fonte seja a mesma para as três áreas. Os valores calculados para o PLI indicam que conforme 
os pontos se aproximam da área urbana e do lixão os valores encontrados aumentaram, o que pode 
indicar o incremento das atividades urbanas, especialmente com relação ao lixão, já que a diferença entre 
a área de montante a área urbana é de 5,1 vezes e entre a área urbana e a área do lixão é de apenas 
1,5 vezes maior. Espera-se validar o método utilizado como ferramenta passível de utilização para 
monitoramento das condições ambientais do Rio Balsas que é o curso de água mais importante do sul do 
estado do Maranhão, um dos principais afluentes do rio Parnaíba e o principal manancial para 
abastecimento urbano do município. 
 
Atividades Futuras 
 
 
O primeiro artigo já foi submetido, revisado e aceito para publicação na Revista Engenharia Sanitária e 
Ambiental. O segundo artigo está em andamento e é relacionado a correlação entre as alterações no uso 
e ocupação do solo e a variação dos compostos geoquímicos ao longo do tempo. 
 
Agradecimentos 
Agradeço a todos que contribuíram de diversas maneiras para a realização da presente pesquisa. 
 
Referências 
ABRELPE - Associação Brasileira De Empresas De Limpeza Pública E Resíduos Especiais. 2015. Saúde 
desperdiçada: o caso dos lixões. 
Bandeira, I. C. N. O. 2013. Geodiversidade do estado do Maranhão. 
Carvalho, N. D. O., FILIZOLA JÚNIOR, N. P., Santos, P. D., & Lima, J. E. F. W. 2000. Guia de práticas 
sedimentométricas. Brasilia: Aneel. 
Farinasso, M., Carvalho Júnior, O. A. D., Guimarães, R. F., Gomes, R. A. T., & Ramos, V. M. 2006. Avaliação 
qualitativa do potencial de erosão laminarem grandes áreas por meio da EUPS-Equação Universal de Perdas de 
Solos utilizando novas metodologias em SIG para os cálculos dos seus fatores na região do Alto Parnaíba–PI-MA. 
Embrapa. Solos, E. 2006. Sistema brasileiro de classificação de solos. 
Figueira, R. C. L. 2000. Inventory of artificial radionuclides in seawater and marine sediments from Southern coast 
of Brazil. 
Galoski, C. E., Martínez, A. E. J., Schultz, G. B., dos Santos, I., & Froehner, S. (2019). Use of n-alkanes to trace 
erosion and main sources of sediments in a watershed in southern Brazil. Science of the Total Environment, 682, 
447-456. 
Hakanson, L. 1980. An ecological risk index for aquatic pollution control. A sedimentological approach. Water 
research, 14(8), 975-1001. 
IAEA. 2003. Collection and Preparation of Bottom Sediment Samples for Analysis or Radionuclides and Trace 
Elements. 
LABEAM. 2011. Manual de procedimentos laboratoriais Integra aplicado ao monitoramento de parâmetros 
associados à qualidade de sedimentos em corpos aquáticos. UFPR, Curitiba, PR, 29 p. 
Li, Z., Xu, X., Zhang, Y., & Wang, K. 2020. Fingerprinting sediment sources in a typical karst catchment of southwest 
China. International Soil and Water Conservation Research. 
Muller, G. 1969. Index of geoaccumulation in sediments of the Rhine River. Geojournal, 2, 108-118. 
NRCS. 1989. "Module 103 - runoff concepts", in Hydrology Training Series, Soil Conservation Service, Ed. USA: 
USDA. 
Owens, P. N., Blake, W. H., Gaspar, L., Gateuille, D., Koiter, A. J., Lobb, D. A., ... & Woodward, J. C. 2016. 
Fingerprinting and tracing the sources of soils and sediments: Earth and ocean science, geoarchaeological, forensic, 
and human health applications. Earth-Science Reviews, 162, 1-23. 
Poleto, C., Fernandes, F., & Beier, E. V. 2017. Geocronologia e taxa de sedimentação utilizando 210Pb 
correlacionados com metais pesados em core's de sedimentos. In Congresso Internacional de Hidrossedimentologia 
(2.: 2017: Foz do Iguaçu). Anais. Foz do Iguaçu: Interciência, 2017. 
Salminen, R. 2018. Field methods in regional geochemical surveys. In Environmental Geochemistry (pp. 1-12). 
Elsevier. 
Schmitz, M. 2018. Análise de metais biodisponíveis em sedimentos na bacia hidrográfica do Rio Tega-RS. 
Tomlinson, D. L., Wilson, J. G., Harris, C. R., & Jeffrey, D. W. 1980. Problems in the assessment of heavy-metal 
levels in estuaries and the formation of a pollution index. Helgoländer meeresuntersuchungen, 33(1), 566-575. 
USEPA, E. 1996. Method 3050B-Acid digestion of sediments, sludges and soils. Test methods for evaluating solid 
wastes: Physical/chemical methods. EPA SW‐846, 1, 3050B-1. 
Tomlinson, D. L., Wilson, J. G., Harris, C. R., & Jeffrey, D. W. 1980. Problems in the assessment of heavy-metal 
levels in estuaries and the formation of a pollution index. Helgoländer meeresuntersuchungen, 33(1), 566-575. 
 
Dados Acadêmicos 
Modalidade: Doutorado – acima de 12 meses. 
Data do Exame de Qualificação: Julho/2019. 
Título Original do Projeto de Pesquisa: Identificação Da Relação Entre Uso E Ocupação Do Solo E Características 
Geológicas Da Bacia Hidrográfica Do Rio Balsas-MA, Pelo Método Fingerprint. 
Data de Ingresso na Pós-Graduação: 05/2017; Área de Concentração: Geologia Ambiental; Linha de Pesquisa: 
Recursos Hídricos. 
Possui Bolsa: não. 
 
 
Contribuição no conhecimento do potencial mineral da porção sudoeste do 
Escudo Sul Rio-Grandense, Terreno Taquarembó: mapeamento de 
alterações hidrotermais e arcabouço estrutural 
 
Ana Paula Tavares 
anatavares@ufpr.br 
Maximilian Fries (Pós Graduação em Geologia - UFPR; Laboratório de Geofísica Aplicada - UNIPAMPA) 
 
Palavras-Chave: exploração mineral; sensoriamento remoto; geofísica. 
 
Introdução 
 
O Escudo Sul Rio-Grandense é reconhecido por abrigar importantes recursos minerais, a exemplo 
de mineralizações metálicas de ouro, estanho, tungstênio e sulfetos de metais base (cobre, chumbo, 
zinco), que ocorrem ou não associadas a metais preciosos (ouro e prata). Essas mineralizações são em 
sua maioria ocorrências, e em menor número, depósitos e minas, nas quais têm sido exploradas desde 
o século passado (Ramgrab et al., 2000). Nesse contexto insere-se a área de estudo proposta, na qual 
além de apresentar significativas ocorrências minerais metálicas, possui uma mina desativada que 
permaneceu ativa até a década de 1930 (Camozzato et al., 2014), sendo responsável pela extração de 
ouro. 
No trabalho de Tavares (2019), que realizou uma análise da distribuição dos recursos minerais 
metálicos em uma extensão que inclui o Escudo Sul Rio-Grandense, um dos pontos levantados em suas 
considerações, é a possível relação espacial observadaentre ocorrências minerais de cobre e chumbo, 
com unidades pertencentes a Formação Hilário. A área de estudo possui unidades litológicas 
pertencentes a formação em questão, bem como termos intrusivos cogenéticos a esse vulcanismo - 
Hilário. Em trabalhos prospectivos regionais executados pela Companhia Brasileira do Cobre - CBC na 
região, foram identificadas estruturas filonianas nas quais foram detectados teores de ouro, como também 
a presença de molibdenita, galena, esfalerita e minerais de cobre (Camozzato et al., 2014). Laux (2017) 
realizou trabalhos de geoquímica prospectiva na região, através de coleta de sedimentos ativos de 
corrente e concentrados de bateia, nas quais as análises resultaram em zonas anômalas para alguns 
elementos. São referidas zonas de alteração hidrotermal nas localidades de interesse para ouro da região, 
mas dentre as áreas mais relevantes, a que abriga a mina desativada, as zonas de alterações 
hidrotermais foram observadas através de material que não se encontra in situ, sendo verificadas através 
do que restou da pilha de estéril. A região foi prospectada por algumas empresas no passado, contudo, 
foram descartadas por falta de controle da mineralização (Custódio et al., 2019). Bibliografias apontam 
que os filões mineralizados da região, são dominantemente rúpteis, com estruturas brechadas e 
orientados preferencialmente a N-S, NNE e NW (Camozzato et al., 2014). 
Diante do contexto exposto, objetiva-se identificar e mapear zonas de alterações hidrotermais, que 
estejam associadas as mineralizações presentes na região (não somente as auríferas já conhecidas e 
explotadas, mas também verificando o potencial para metálicos como cobre e chumbo), de modo a 
contribuir para o conhecimento e identificação da distribuição dessas zonas. Complementarmente, a 
identificação de zonas de alteração hidrotermal, em conjunto com a análise de dados aeromagnéticos - 
como suporte no entendimento do arcabouço geológico-estrutural, servirão como guias para a definição 
de áreas para a aplicação de geofísica terrestre de detalhe, a fim de refinar e colaborar para o 
conhecimento estrutural das mineralizações e da região. Os resultados a serem obtidos oferecerão 
significante aumento na resolução das anomalias observadas, acrescentando importantes informações 
geológicas e geofísicas na área, considerando que dados geofísicos em escalas de maior detalhamento 
(1:50.000 e 1:25.000) são inexistentes na região. Convém ressaltar que o entendimento referente ao 
comportamento e distribuição das ocorrências minerais, assim como o contexto geológico nas quais estão 
inseridas, é fundamental para ampliar as chances de sucesso na identificação de alvos propícios a conter 
mineralizações. 
O estado do Rio Grande do Sul é composto por três províncias geológicas distintas, com 
características litoestruturais, geocronológicas, geomorfológicas e evolutivas próprias. Foram definidas 
 
por Almeida et al. (1977) e correspondem as Províncias Mantiqueira, Paraná e Costeira. A área de estudo 
está situada na Província Mantiqueira, que corresponde a um sistema orogênico constituído 
predominantemente por terrenos Pré-Silurianos (> 450Ma). Constitui uma faixa ao longo da região 
costeira, que se estende do sul da Bahia até o Rio Grande do Sul, prolongando-se ao Uruguai. Sua porção 
no Rio Grande do Sul está localizada na região central do estado, sendo referida como Escudo Sul Rio-
Grandense (Hasui, 2012), nos quais seus terrenos compreendem associações de rochas metamórficas, 
ígneas e sedimentares, distribuídas em um complexo arranjo tectono-estratigráfico. Lineamentos 
regionais orientados a NE-SW e NW-SE segmentam o escudo e embasam a compartimentação tectônica 
dos terrenos que o compõem (Laux, 2017). As unidades geotectônicas que constituem o escudo 
compreendem o Terreno Taquarembó, Terreno São Gabriel, Terreno Tijucas, Batólito de Pelotas e 
coberturas vulcano-sedimentares da Bacia do Camaquã e ígneas plutônicas correlatas, que intrudem ou 
depositam-se sobre as demais unidades (Camozzato et al., 2014). 
A região proposta para esta pesquisa situa-se no Terreno Taquarembó, limitado a oeste e a sul 
pelos sedimentos da Bacia do Paraná; a nordeste limitado do Terreno São Gabriel pelo Lineamento de 
Ibaré; e a leste, limitado do Terreno Tijucas pelo Lineamento Magnético de Caçapava do Sul (Chemale, 
2000). As principais unidades geológicas são representadas pelo Complexo Granulítico Santa Maria 
Chico (CGSMC), formado por gnaisses quartzo-feldspáticos, gnaisses máficos, ultramafitos e rochas 
supracrustais, metamorfizadas na fácies granulito a anfibolito, que são intrudidos por granitos e recobertos 
parcialmente por rochas vulcano-sedimentares (Laux, 2017). As unidades intrusivas no CGSMC 
apresentam composição granodiorítica a monzogranítica, que formam intrusões com enclaves de rochas 
granulíticas do CGSMC, acompanhadas por corpos dacíticos subvulcânicos. Ocorrem também, unidades 
vulcânicas e vulcano-clásticas de caráter ácido e básico (Chemale, 2000). As mineralizações da área 
ocorrem em veios e brechas hidrotermais encaixadas em rochas de composição granítica (hipabissais e 
plutônicas) e metamórficas, como também em configurações mais complexas, encaixadas nas litologias 
mencionadas que podem estar cortadas por diques traquíticos e traquiandesíticos (Camozzato et al., 
2014). 
A área de estudo está localizada na porção centro oeste do estado do Rio Grande do Sul, 
compreendendo as coordenadas 30° 53’ e 31° 00’ sul e 54° 12’ e 54º 27’ oeste, que englobam parte dos 
municípios de Dom Pedrito e Lavras do Sul (Figura 1). O acesso a área se dá a partir de estradas não 
pavimentadas, que podem ser acessadas a partir de rodovias federais e estaduais, como a BR 473 e RS 
630, respectivamente. 
 
 
Figura 1 – Mapa de localização da área de estudo. 
 
Estado da Arte 
 
Os dados de sensoriamento remoto permitem obter informações da superfície terrestre sem que 
haja contato direto com esta, através da captação e registro da energia refletida ou emitida pela superfície 
(Florenzano, 2007). A energia utilizada no sensoriamento remoto é a radiação eletromagnética que se 
propaga em forma de ondas, na qual sensores e dispositivos capazes de detectá-la, a registram em 
variadas formas, como imagens, gráficos e dados digitais diversos. A distribuição da radiação 
eletromagnética é representada pelo espectro eletromagnético, em função de seus comprimentos de 
onda e frequência, denominados de bandas ou faixas espectrais. As imagens de um alvo captadas em 
diferentes faixas do espectro eletromagnético apresentam reflectâncias específicas, inerentes ao material 
do qual são compostas (Fitz, 2010). Esses dados podem então ser manipulados e analisados por meio 
de software, visando o realce e extração de informações acerca da superfície de interesse. 
A geofísica através de seus diferentes métodos, permite medir variações dos parâmetros físicos, 
associados a mudanças de propriedades físicas das rochas em subsuperfície. Consiste em uma 
ferramenta empregada em diversas áreas das geociências, na qual é amplamente utilizada na exploração 
mineral, uma vez que é capaz de mapear grandes áreas de maneira mais otimizada e com custos 
reduzidos. É geralmente consensual que a descoberta de depósitos minerais econômicos mais 
superficiais tem se tornado cada vez mais árdua, implicando no aumento de investigações de alvos não 
aflorantes e profundos (Dentith & Mudge, 2014), possibilitado através da aplicação de métodos geofísicos. 
A magnetometria consiste em um método geofísico que mede a intensidade do campo magnético 
terrestre e das magnetizações induzidas pelos materiais em subsuperfície. As anomalias magnéticas são 
causadas por minerais magnéticos contidos nas rochas. Os minerais formadores de rocha mais comuns 
exibem suscetibilidade magnética muito baixa, estando o caráter magnético associado a uma proporção 
geralmente reduzida de minerais magnéticos, comumente causadas por magnetita e pirrotita.As rochas 
ígneas básicas são geralmente altamente magnéticas em função do alto conteúdo de magnetita. Em 
relação a rochas ígneas ácidas, seu comportamento magnético pode ser variável, mas em geral, são 
menos magnéticas, uma vez que o conteúdo de magnetita tende a diminuir com o aumento da acidez. 
Para rochas metamórficas, seu caráter magnético também é variável (Kearey et al., 2009). 
O método geofísico de gamaespectrometria mede a radiação emitida por elementos radioativos 
que constituem os minerais. A maior parte dos isótopos radioativos de ocorrência natural não apresentam 
importância para a geofísica, uma vez que a maioria é rara, fracamente radioativa, ou ambos. Os 
elementos que constituem as principais fontes de radiação, provêm da desintegração natural de K, U e 
Th (Telford et al., 1990). Entretanto, os elementos U e Th não emitem radiação gama, mas sim seus 
produtos decorrentes de decaimento, o Bi e o Tl, sendo referidos como U e Th equivalente (eU, eTh). A 
radiação gama no solo é fortemente afetada pela densidade do meio que atravessa, esse fator implica a 
limitação investigativa do método, tornando suas medições essencialmente superficiais, com alcance 
médio de 30 a 40 centímetros (Ribeiro et al., 2014). 
 
Material e Métodos 
 
Para o desenvolvimento deste projeto foram definidas as seguintes etapas i) revisão bibliográfica, 
ii) processamento e análise de dados de sensoriamento remoto e aerogeofísicos, iii) etapas de campo - 
geologia e geofísica, iv) processamento, integração e análise e v) interpretação e resultados. A revisão 
bibliográfica contará com informações pré-existentes como geologia regional e local, modelos de 
depósitos e sistemas minerais, geoquímica e levantamento de ocorrências minerais metálicas de 
interesse (ouro, cobre, chumbo e demais elementos associados a tais metálicos), ocorrentes na área de 
estudo. Dentre os produtos a serem gerados a partir dos dados de sensoriamento remoto por meio de 
processamentos específicos para cada finalidade, têm-se: a) modelos digitais de terreno, a fim de auxiliar 
interpretações estruturais, de concentração e remobilização de elementos; b) Imagens de satélite com 
alta resolução espacial, processadas em diferentes combinações de bandas, com o intuito de identificar 
possíveis assinaturas de alteração hidrotermal associadas as áreas de interesse mineral (reportadas em 
bibliografias). A utilização das imagens de satélite, juntamente com os dados aerogamaespectrométricos 
– que serão abordados a seguir, auxiliarão na seleção de regiões inseridas na área de estudo, para a 
realização de c) análise hiperespectral, proporcionando detalhes acerca das propriedades químicas da 
superfície imageada. 
Os dados aerogeofísicos a serem utilizados consistem em dados de magnetometria e 
gamaespectrometria pertencentes ao Projeto Aerogeofísico Escudo do Rio Grande do Sul, oriundos de 
aerolevantamentos realizados a pedido da Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais - CPRM 
(CPRM, 2010), e disponibilizados com os processamentos necessários previamente realizados. Os dados 
 
magnéticos podem ser apresentados através de diversos filtros que enfatizam ou suprimem determinadas 
características e feições (Dentith & Mudge, 2014). Entretanto, resultados magnetométricos expressos a 
partir do Mapa de Campo Magnético Anômalo Total (CMAT) representam o produto primordial em 
levantamentos magnetométricos, e os demais produtos derivam deste. Os dados magnéticos 
disponibilizados, contam com o CMAT, Amplitude do Sinal Analítico e primeira Derivada Vertical. 
Adicionalmente, os dados de CMAT serão processados através de rotinas do software Oasis Montaj para 
a geração de mapas de Redução ao Polo, proporcionando um caráter monopolar das anomalias, a fim de 
facilitar sua visualização e interpretação. Os dados magnéticos servirão como base para a análise e 
interpretação do arcabouço estrutural e identificação de áreas com maior susceptibilidade magnética. 
Diversas são as maneiras de apresentação dos dados geofísicos através de mapas, no caso dos 
radiométricos, podem ser representados através de concentrações elementares individuais (K (%), eU 
(ppm), eTh (ppm)), razões elementares (eU/eTh, eU/K, eTh/K) ou em concentrações conjuntas 
(Contagem Total e Ternário), nos quais encontram-se previamente disponíveis em tais representações. 
A utilização dos dados de gamaespectrometria, servirão como base para a análise da remobilização de 
materiais e elementos, identificação de concentrações elementares, comparativo com mapas geológicos 
e como já mencionado, auxílio na seleção de áreas para a realização de análise hiperespectral. 
As fases intermediárias e finais consistem nas etapas de iii a v mencionadas, representadas por 
etapas de campo para a aquisição de dados geológicos e geofísicos, processamento, integração, análise, 
interpretação e elaboração de resultados. Incluem as seguintes atividades: a) obtenção de amostras, nas 
quais serão submetidas a análises petrográficas em escala macroscópica e microscópica; b) aquisição 
de dados estruturais, disposição, correlação e interpretação; c) aplicação de geofísica terrestre (perfis de 
detalhe) e medidas de susceptibilidade magnética in situ em amostras e afloramentos, em áreas alvo 
previamente delimitadas por meio dos estudos iniciais. Os dados obtidos no levantamento serão 
processados, o que inclui a realização de correções, remoções e filtragens intrínsecas ao método 
geofísico a ser adotado. 
 
Viabilidade do projeto 
 
Os dados que irão subsidiar as etapas iniciais do projeto consistem em informações 
disponibilizadas ao domínio público, como imagens de satélite que podem ser obtidas através de 
plataformas digitais do Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais (INPE) e demais agências 
internacionais. Em relação aos dados aerogeofísicos radiométricos e magnéticos, podem ser obtidos 
através do banco de dados do CPRM – Serviço Geológico do Brasil. 
As etapas de campo, aquisição geofísica e processamento de dados, contarão com o apoio do 
Laboratório de Geofísica Aplicada da Universidade Federal do Pampa, campus Caçapava do Sul. Para a 
confecção de lâminas petrográficas das amostras coletadas em campo, será usada a estrutura e 
disponibilidade do Laboratório de Laminação Petrográfica (LAMIN) da Universidade Federal do Paraná e 
do Laboratório de Laminação da Universidade Federal do Pampa. As amostras macroscópicas e lâminas 
petrográficas, serão analisadas com suporte da estrutura do Laboratório de Petrografia da Universidade 
Federal do Paraná. 
 
Resultados 
 
A partir da análise e interpretação dos dados geológicos e geofísicos há a necessidade de se 
estabelecer as variações (range) dos valores anômalos indiretos e diretos (parâmetros). Estes, são 
oriundos das assinaturas das respectivas unidades litológicas medidas em amostras e afloramentos no 
local. Uma vez estabelecidos esses valores para os tipos litológicos, é possível hierarquizar e 
correlacionar as variações (anomalias), a prováveis zonas de alteração hidrotermal associadas a 
mineralizações. É realizado, portanto, um detalhamento que poderá corroborar com os resultados 
inicialmente gerados pela análise regional (sensoriamento remoto e aerogeofísica). Adicionalmente, as 
informações diretas obtidas a partir dos trabalhos de campo, petrografia macroscópica e microscópica, 
complementarão os dados acerca das características das alterações hidrotermais, oferecendo um modelo 
mais consistente e confiável quanto as distribuições, associações e paragêneses minerais. Os dados 
aeromagnéticos, de geofísica terrestre e estrutural, acrescentarão informações a respeito do arcabouço 
estrutural associado ao controle das mineralizações. Estes resultados geofísicos indiretos com base em 
parâmetros estabelecidos consistirão em uma importante contribuição para o conhecimento geológico, 
geofísico e estrutural da região, que de certa forma são escassos. Além disso, contribuirá de maneira 
indireta no entendimento acerca do potencialmineral para ouro, cobre e chumbo da região. 
 
 
Cronograma 
 
As atividades programadas para a realização do presente projeto e os respectivos períodos de 
execução, podem ser visualizadas no cronograma (Tabela 1) a seguir. 
 
Tabela 1 – Cronograma das atividades programadas para a realização do projeto. 
 
 
Agradecimentos 
 
Ao Laboratório de Geofísica Aplicada (LGA) da Universidade Federal do Pampa. 
 
Referências 
 
Almeida, F.F.M., Hasui, Y., Brito Neves, B.B., Fuck, R.A. 1977. Províncias Estruturais Brasileiras. Atas. 8° Simpósio 
de Geologia do Nordeste. Campina Grande, SBG, p. 363-391. 
Camozzato, E., Toniolo, J.A., Laux, J.H. 2014. Metalogênese do Cinturão Dom Feliciano e Fragmentos 
Paleocontinentais associados (RS/SC) In: Silva, M.G., Rocha Neto, M.B., Jost, H., Kuyumjian, R.M. Metalogênese 
das províncias tectônicas brasileiras, p. 517-556. 
Chemale, F.J. 2000. Evolução geológica do Escudo Sul-rio-grandense In: Holz, M. & De Ros, L.F. Geologia do Rio 
Grande do Sul, p. 13-52. 
Custódio C.M., Laux J.H., Sander A. 2019. Seria a mina Barcelos um exemplo de mineralização associada a suíte 
Vauthier (RS)? In: IV Simpósio Brasileiro de Metalogenia. Inovações tecnológicas: impactos na descoberta e no 
entendimento dos depósitos minerais. Anais. Gramado, p. 153-154. 
Dentith, M., Mudge, S.T. 2014. Geophysics for the mineral exploration geoscientist. Cambridge University Press, 516 
p. 
Fitz, P.R. 2010. Geoprocessamento sem complicação. Oficina de textos, 160 p. 
Florenzano, T.G. 2007. Iniciação em sensoriamento remoto. Oficina de textos, 128 p. 
Hasui, Y. 2012. Sistema Orogênico Mantiqueira In: Hasui, Y., Carneiro, C.D.R., Almeida, F.F.M., Bartorelli, A. 
Geologia do Brasil, p. 331-372. 
Kearey, P., Brooks, M., Hill, I. 2009. Geofísica de exploração. Oficina de textos, 429 p. 
Laux, J.H. 2017. Geologia e recursos minerais da folha Lagoa da Meia Lua, SH. 21-ZB-VI: estado do Rio Grande do 
Sul. CPRM, 255 p. 
Ramgrab, G., Toniolo, J.A., Ferreira, J.A.F., Machado, J.L.F., Branco, P.M., Suffert, T. 2000. Principais recursos 
minerais do Rio Grande do Sul In: Holz, M. & De Ros, L.F. Geologia do Rio Grande do Sul. Porto Alegre, 
CIGO/UFRGS, p. 407-445. 
Ribeiro, V.B., Mantovani, M.S.M., Louro, V.H.A. 2014. Aerogamaespectrometria e suas aplicações no mapeamento 
geológico. Terrae Didatica, v. 10, n. 1, p. 29-51. 
Tavares A.P. 2019. Análise da distribuição de recursos minerais metálicos no Cinturão Dom Feliciano, através de 
dados geológicos, aerogeofísicos e de sensoriamento remoto. Monografia, Universidade Federal do Pampa, 
Caçapava do Sul, 125p. 
Telford, W.M., Geldart L.P., Sheriff R.E. 1990. Applied geophysics. 2ed. Cambridge University Press, 860 p. 
 
Dados Acadêmicos 
 
Modalidade: mestrado. Data do Exame de Qualificação: junho/2021. 
Data de Ingresso na Pós-Graduação: abril/2020; Área de Concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: 
Análise de depósitos minerais. 
Possui Bolsa: não. 
1º SEMESTRE 2º SEMESTRE 3º SEMESTRE 4º SEMESTRE
Abril/20 - Setembro/20 Outubro/20 - Março/21 Abril/21 - Setembro/21 Outubro/21 - Março/22
REVISÃO BIBLIOGRÁFICA X X X X
PROCESSAMENTO E ANÁLISE DE DADOS DE 
SENSORIAMENTO REMOTO E AEROGEOFÍSICOS
X X
ETAPAS DE CAMPO (GEOLOGIA E GEOFÍSICA) X
PROCESSAMENTO, INTEGRAÇÃO E ANÁLISE X X
EXAME DE QUALIFICAÇÃO X
INTERPRETAÇÃO E RESULTADOS X X
ELABORAÇÃO DE ARTIGO X X
ELABORAÇÃO DA DISSERTAÇÃO X X
DEFESA DO PROJETO DE MESTRADO X
ATIVIDADE
 
 
Imageamento hiperespectral de afloramentos dolomitizados associado à 
caracterização químico-mineralógica: Cava Antiga da Mina Rio Bonito – 
Campo Largo (PR) 
André Davi Ferreira 
andredavi@ufpr.br 
Orientador: Prof. Dr. Saulo Pomponet Oliveira - Departamento de Matemática e Programa de Pós-graduação em 
Geologia/UFPR 
Coorientador: Prof.ª Dr.ª Cristina Valle Pinto-Coelho – Departamento de Geologia/UFPR 
 
Palavras-Chave: Dolomitização; Hiperespectral; LIDAR 
 
Introdução 
 
A aplicação de métodos convencionais de mapeamento, coleta, descrição e análise química em 
rochas dolomitizadas ainda deixa em aberto questões com relação à espacialização da dolomitização, 
fraturamento hidráulico e geração de porosidade (McKenzie 1991; Dasgupta e Mukherjee 2020; Pinto-
Coelho et al. 2019). O mapeamento geológico vinculado ao imageamento hiperespectral podem 
responder essas questões com acurácia em escala de afloramento (Kurz et al. 2012; Manolakis et al. 
2016; Cheung e Dong 2018). 
O objetivo da dissertação é caracterizar as variações texturais, mineralógicas, químicas e 
estruturais causadas pela dolomitização e correlacioná-las com o imageamento hiperespectral das rochas 
da Cava Antiga da Mina Rio Bonito (MRB). Os objetivos específicos são: (a) caracterizar os principais 
litotipos e estruturas da Cava Antiga; (b) identificar os tipos texturais de carbonato e outras espécies 
minerais; (c) determinar a assinatura geoquímica de cada um desses tipos texturais; (d) correlacionar os 
dados hiperespectrais e as informações geoquímicas, minerais e estruturais. 
A complexidade geológica e a dificuldade de acesso aos principais reservatórios de 
hidrocarbonetos incentivam empresas a procurar áreas análogas para criar modelos de um reservatório 
(Warren 2000). A MRB, localizada no estado do Paraná (Figura 1A) no município de Campo Largo (Figura 
1B), é exemplo dessas áreas, que já é estudada como análoga aos reservatórios carbonáticos do pré-sal 
(Pinto-Coelho et al. 2019). A MRB é uma concessão da Companhia de Cimentos Itambé e é subdivida 
em Cava Nova e Cava Antiga (Figura 1C), em função de etapas de extração do minério. 
A área-alvo está inserida ao sul da província Mantiqueira na Formação Água Clara (Figura 2), é 
constituída por litotipos essencialmente carbonáticos; mármores dolomíticos e calcíticos, metamargas, 
brechas dolomíticas e calcíticas, meta-tufos, mica xisto, anfibólio xisto, quartzito, metacherts e 
metabásicas. (Heilbron et al. 2004). A evolução da área começa no Mesoproterozoico com a deposição 
de sedimentos em plataforma rasa a ambiente marinho profundo. Posteriormente, durante a orogênese 
brasiliana, houve metamorfismo de fácies xisto verde inferior em um regime compressional-
transpressional representado pelas zonas de cisalhamento Lancinha e Morro Agudo (Heilbron et al. 2004; 
Passarelli et al. 2011). Em 630-590 Ma, magmatismo intrusivo afetou as sequências 
metavulcanossedimentares da Formação Água Clara, com a formação do batólito Três Córregos e do 
granito Passa Três (Picanço et al. 2000). Entre o final do Jurássico e o Eo-cretáceo houve a fragmentação 
do supercontinente Gondwana e o magmatismo extrusivo da Província Ígnea Paraná-Etendeka, 
evidenciado na MRB por diques de direção NW-SE (Heilbron et al. 2004; Pinto-Coelho et al. 2019). 
A Cava Antiga é constituída por mármores, metamargas, rochas carbonáticas milonitizadas, 
rochas dolomíticas (mármore e brecha), diques de diabásios e é balizada pela zona de cisalhamento 
Morro Agudo (Camargo 2019; Ferreira 2019; Pinto-Coelho et al. 2019;). A dolomitização afetou os 
mármores e substituiu a calcita para dolomita em condições de soterramento; além disso houve processos 
de fraturamento hidráulico com posterior preenchimento por dolomita e calcita em condições hidrotermais 
(Pinto-Coelho et al. 2019; Ferreira 2019; Camargo 2019). Geoquimicamente, a dolomitização da Cava 
Antiga apresenta razões de CaO, MgO e MnO mais dispersas do que a Cava Nova, o motivo para essa 
dispersão ainda é incerto (Pinto-Coelho et al. 2019). 
 
Figura 1: Mapa de localização. (A) – Estado do paraná Paraná e Região Metropolitana de Curitiba (RMC). (B) – 
Municípios e vias de acesso a MRB. (C) Detalhe para a Cava Antiga da MRB, com as principais estradas internas, 
edificações e drenagens. Fonte: Dados vetoriais – IBGE e ITCG- 2016; Imagens de Satélite - Google Imagens - 
2020. 
 
 
Figura 2: Geologia Regional. (A) - Brasil, destaque para a Província Mantiqueira. (B) – Paraná e o Cinturão Ribeira. 
Figura (C) – Mapa geológico simplificado,destacando a formação Água Clara e as principais zonas de cisalhamento 
e diques. Fonte: modificado Pinto-Coelho et al. (2019). 
 
 
Estado da Arte 
 
Hiperespectral e LIDAR, aplicações em carbonatos 
 
Em 1666, Sir Isaac Newton utilizou um prisma para difratar e decompor a luz natural, sendo 
creditado a ele a criação dos princípios da espectroscopia (Manolakis et al. 2016; Cheung e Dong 2018). 
Joseph von Fraunhofer, cem anos após Newton, utilizou os mesmos princípios para catalogar uma série 
de feições de absorção no espectro solar e assim estabeleceu as bases para o sensoriamento remoto 
espectral (Manolakis et al. 2016; Cheung e Dong 2018) 
Ambas as técnicas de imageamento e espectrais avançaram independentemente, contudo, nos 
últimos 30 anos houve a formação do imageamento espectral, estudo que relaciona técnicas espectrais 
e de imageamento para formar uma imagem hiperespectral (Manolakis et al. 2016; Cheung e Dong 2018). 
Ao contrário de outras técnicas de imageamento espectral, o sensoriamento remoto hiperespectral utiliza 
bandas restritas, que medem a luz refletida de um material de maneira contínua (Manolakis et al. 2016; 
Cheung e Dong 2018 ). Ou seja, para cada pixel de uma imagem hiperespectral é possível obter o 
espectro de reflexão completo, diagnosticando feições superficiais e os constituintes de um material 
(Manolakis et al. 2016). Por exemplo, o sensor AVIRIS (Airbone Visible and Infrared Imaging 
Spectrometer), que emprega técnicas hiperespectrais, é utilizado para distinguir minerais a partir da 
absorção molecular e o espalhamento de partículas (Manolakis et al. 2016; Cheung e Dong 2018). 
Em rochas carbonáticas, a técnica hiperespectral permite diferenciar calcita de dolomita, destacar 
zonas de dolomitização e outras propriedades físico-químicas (Kurz et al. 2012). Isso ocorre, pois no 
intervalo de comprimento de onda entre 2,3 e 2,35 µm as propriedades dos carbonatos são destacadas 
no infravermelho de ondas curtas (SWIR). (Manolakis et al. 2016; Kurz et al. 2012). 
Associado a sensores hiperespectrais é empregada a técnica LIDAR (Light Detection And 
Ranging) (Kurz et al. 2012). Comparada com o hiperespectral, multiespectral e outras técnicas de 
sensoriamento remoto, LIDAR é uma tecnologia nova que se baseia em medir as distâncias entre a 
emissão e recepção de um sinal a laser (Cheung e Dong 2018). O produto do LIDAR são imagens com 
informações geométricas tridimensionais, capazes de gerar modelos geocelulares mais precisos para 
indústria do petróleo como também para o imageamento de afloramentos (Kurz et al. 2012; Cheung e 
Dong 2018;). Em carbonatos é possível aplicar as técnicas LIDAR associadas ao hiperespectral para 
obter informações tridimensionais de um afloramento, assim auxiliando na delimitação espacial de zonas 
de dolomtização e de brechação, importantes para a área de estudo. (Kurz et al. 2012). 
 
Material e Métodos 
 
As técnicas que serão empregadas nessa pesquisa estão resumidas no fluxograma da figura 3. 
 
 
Figura 3 - Fluxograma das etapas pré-campo, campo, pós-campo, técnicas analíticas, análises hiperespectrais e 
seus respectivos materiais. A técnica de LIDAR está inserida dentro das análises hiperespectrais 
 
A análises petrográficas e geoquímicas, DRX e microssonda eletrônica têm como objetivo 
identificar os tipos texturais de carbonato, paragêneses características da dolomitização e assinaturas 
geoquímicas. A técnica hiperespectral visa diferenciar dolomita de calcita em escala de afloramento e em 
amostra de mão. Isso será feito por meio de um VANT (Drone Hexacopter ST800) acoplado a sensores 
hiperespectrais que utilizam LIDAR, que, pelo espectro de reflexão, distinguirão as espécies de carbonato 
em escala de afloramento e tridimensionalmente. Nas amostras macroscópicas, será aplicado 
espectroradiômetro para medições de espectros de reflexão. 
 
Viabilidade do projeto 
 
As etapas pré-campo e campo (Figura 3) serão viabilizadas pela cooperação entre UNISINOS e 
PETROBRAS, em projetos já em andamento. Lâminas delgadas e análises por microssonda eletrônica 
serão realizadas em colaboração entre UFPA e PETROBRAS. Análises por DRX serão feitas no Instituto 
Lactec (UFPR) em parceria com o Departamento de Geologia. A aquisição e processamento do 
imageamento hiperespectral será auxiliada pela equipe do MosisLab (UNISINOS), que já têm os 
equipamentos para o levantamento hiperespectral, mas se faz necessário etapas de campo que serão 
financiadas com recursos da UNISINOS, originados de convênios prévios com a PETROBRAS. 
 
Resultados esperados 
 
Os resultados esperados podem ser sumarizados nos seguintes itens: (a) correlação entre as 
espécies minerais de carbonatos, assinatura geoquímica e o levantamento hiperespectral em diferentes 
escalas da Cava Antiga da Mina Rio Bonito; (b) definição da dolomitização por meio dos tipos texturais 
de carbonatos, paragêneses minerais, assinatura geoquímica e de técnicas hiperespectrais associadas 
ao LIDAR; (c) caracterização das principais estruturas geológicas da Cava Antiga por meio do 
hiperespectral e técnicas convencionais de análise estrutural. 
 
Cronograma 
 
As atividades da pesquisa estão resumidas na Tabela 1. 
 
Tabela 1 – Cronograma trimestral das atividades que serão realizadas no mestrado 
 Trimestres 
 
Etapas 
2020 2021 2022 
1º 
Trimestre 
2º 
Trimestre 
3º 
Trimestre 
4º 
Trimestre 
5º 
Trimestre 
6º 
Trimestre 
7º 
Trimestre 
8º 
Trimestre 
Revisão Bibliográfica 
Etapas de campo 
Análise petrográfica 
Análises por DRX 
Análises por 
microssonda eletrônica 
 
Análise hiperespectrais 
Entrega do Resumo 
Apresentação do 
Resumo. 
 
Qualificação 
Dissertação 
Defesa da Tese 
Elaboração Artigo 
Submissão artigo 
*Data de início 1/04/2020; Data qualificação junho/2021; Data de defesa 31/03/2022 
 
Os primeiros trimestres têm como objetivo o embasamento teórico necessário para o 
desenvolvimento da pesquisa, o 4º e 5º visam realizar as etapas de campo e técnicas analíticas, por fim 
os últimos trimestres são destinados à elaboração da dissertação de mestrado e do artigo científico. 
 
Agradecimentos 
 
 A realização da pesquisa não seria possível sem as parcerias entre UFPR, UNISINOS, UFPA e 
PETROBRAS, além do suporte e atenção dos meus orientadores Saulo Pomponet Oliveira e Cristina 
Valle Pinto-Coelho. Agradecimento especial ao Professor Maurício Roberto Veronez e sua equipe do 
MosisLab da UNISINOS, além da equipe de laboratórios da UFPA e Lactec (UFPR). Por fim, agradeço 
a Companhia de Cimentos Itambé pelo apoio logístico. 
 
Referências 
 
Camargo M. H. T. 2019. Análise química e por catodoluminescência em carbonatos de mármores e brechas 
hidrotermais da Formação Água Clara na Mina Rio Bonito – Campo Largo (PR). Trabalho de Conclusão de 
Curso. Departamento de Geologia. Universidade Federal do Paraná. 43 p. 
Cheung W., Dong P. 2018. LIDAR remote sensing and applications. Boca Raton, CRC Press, 200 p. 
https://doi.org/10.1080/19475683.2018.1471522 
Dasgupta T., Mukherjee S. 2020. Porosity in Carbonates. In: Dasgupta T., Mukherjee S. (eds.). Sediment 
Compaction and Applications in Petroleum Geoscience. Cham, Springer Nature Switzerland AG, p. 9–18. 
Ferreira A.D. 2019. Microtermometria de inclusões fluidas em cimentos carbonáticos de brechas hidrotermais da 
Mina Rio Bonito - Campo Largo – Pr. Trabalho de Conclusão de Curso. Departamento de Geologia. 
Universidade Federal do Paraná. 38 p. 
Heilbron M.C.P.L., Pedrosa-Soares A.C., Campos-Neto M.C., Silva L.C.., Janasi R.A.J., Assis V., 2004. Província 
Mantiqueira, in: Mantesso-Neto, V., Bartorelli, A., Carneiro, C.D.R., BritoNeves, B.B. (eds.). Geologia Do 
Continente Sul-Americano: Evolução Da Obra de Fernando Flávio Marques de Almeida. São Paulo, Beca 
Produções Culturais Ltda, p. 203–234. 
Kurz T.H., Dewit J., Buckley S.J., Thurmond J.B., Hunt D.W., Swennen R. 2012. Hyperspectral image analysis of 
different carbonate lithologies (limestone, karst and hydrothermal dolomites): The Pozalagua Quarry case study 
(Cantabria, North-west Spain). Sedimentology, 59:623–645. https://doi.org/10.1111/j.1365-3091.2011.01269.x 
Manolakis D., Lockwood R., Cooley T. 2016. Hyperspectral Imaging Remote Sensing: Physics, Sensors, and 
Algorithms. Cambridge, Cambridge University Press, 678 p. https://doi.org/10.1017/cbo9781316017876 
McKenzie J. 1991. The dolomite problem: an outstanding controversy. In: Muller J.A., Mckenzie J.A., Weissert H. 
(eds.). Controversies in modern geology. London, Academic Press, p. 37–54. 
Passarelli C.R., Basei M.A.S., Wemmer K., Siga O., Oyhantçabal P., 2011. Major shear zones of southern Brazil and 
Uruguay: Escape tectonics in the eastern border of Rio de La plata and Paranapanema cratons during the 
Western Gondwana amalgamation. International Journal of Earth Sciences. 100:391–414. 
https://doi.org/10.1007/s00531-010-0594-2 
Picanço, J.L. 2000. Composição isotópica e processos hidrotermais associados aos veios auríferos do Maciço 
Granítico Passa Três, Campo Largo, PR. Tese de doutorado. Instituto de Geociências. Universidade de São 
Paulo. 197p. 
Pinto-Coelho C.V., Höfig D., Fregatto M., Silva T., Silva L., Ferreira A., Duarte J., Souza P., Ferreira M., Botelho A., 
Lopes A., Roemers-Oliveira E., Mattoso N. 2019. Hydrothermal dolomitization and porosity development: An 
example from Precambrian dolomitic rocks of Água Clara Formation, Ribeira Belt, southern Brazil. Journal of 
South American Earth Sciences 94:1–19. https://doi.org/10.1016/j.jsames.2019.05.009 
Warren J. 2000. Dolomite: Occurence, evolution and economically important associations. Earth Science Reviews 
52:1–81. https://doi.org/10.1016/S0012-8252(00)00022-2 
 
Dados Acadêmicos 
Modalidade: Mestrado. Data do Exame de Qualificação: junho/2021. 
Data de Ingresso na Pós-Graduação: abril/2020; Área de Concentração: Geologia exploratória; Linha de Pesquisa: 
Análise de depósitos minerais 
Possui Bolsa: Não. 
 
 
Estudo de proveniência sedimentar nos Membros Pitanga e Caruaçu – 
Bacia do Recôncavo 
 
Andreas Pauli de Castro 
E-mail do (a) Autor (a): andreasgeologia@gmail.com 
Orientador (a): Carlos Conforti Ferreira Guedes (Nome (Departamento de Pós-Graduação em 
Geologia/Universidade Federal do Paraná) 
 
Palavras-Chave: Bacias sedimentares; Sistemas Petrolíferos; Arenitos. 
 
Introdução 
 
A Bacia do Recôncavo é uma das bacias de maior importância nacional na exploração de petróleo, 
permanecendo entre as principais produtoras de gás natural (Magnavita et al. 2005), está localizada no 
Estado da Bahia, nordeste brasileiro (Figura 01). Sua formação está relacionada aos estágios iniciais da 
abertura do Atlântico Sul, e da fragmentação do supercontinente Gondwana durante o juro-cretáceo (Silva 
et al. 2007), responsável pela formação do aulacógeno Recôncavo-Tucano-Jatobá. Seu preenchimento 
sedimentar é subdividido em quatro sequencias sedimentares: sineclese, pré-rift, sin-rift e pós rifte (Silva 
et al. 2007). Na fase sin-rifte se encontra a Formação Maracangalha de idade Eocretáceo, constituído 
pelos Membros arenosos Pitanga e Caruaçu, interpretados como depósitos gravitacionais em contexto 
de água profunda (Guerra 2002). 
 
 
Figura 01 – Mapa de Localização do Rifte Rêconcavo-Tucano-Jatobá, seu embasamento constituído por rochas das 
Províncias Borborema e São Francisco, situado na Região Nordeste do Brasil. Zoom da Baia de Todos os Santos e 
das Ilhas de Itaparica, dos Frades e de Maré, onde foram coletadas as amostras para a análise de proveniência 
sedimentar dos Membros Pitanga e Caruaçu. Imagem modificada de Magnavita et al. (2005), Kosin (2009) e Moreira 
(2015). 
 
 
A interpretação em relação ao sistema deposicional da Formação Maracangalha contaram com 
diversas propostas. Segundo Guerra & Borghi (2003) e Silva et al. (2007) constituem depósitos de fluxos 
gravitacionais remobilizados das bordas para interior de um sistema lacustre. Para Mello et al. (1971), 
Caixeta (1988), Guerra & Borghi (2003) e Carlotto (2006) esses depósitos foram gerados em ambiente 
deltaico e em frentes deltaicas remobilizadas. Falcão & Della Favera (2012) e Moreira (2015) os relaciona 
a depósitos lacustres gerados por fluxos subaquosos, correntes de turbidez e decantação. 
Os Membros Pitanga e Caruaçu compõem reservatórios petrolíferos não convencionais, de baixa 
permeabilidade, em rochas siliciclásticas, e constituem potenciais alvos exploratórios. Tais modelos de 
reservatórios petrolíferos são de difícil exploração, e necessitam estudos em detalhes, para que sejam 
reduzidos os custos de exploração e produção. Apesar do grande interesse econômico, ainda não há 
estudos com foco na proveniência sedimentar dos Membros Pitanga e Caruaçu - Bacia do Recôncavo, o 
que estabelece uma lacuna a ser preenchida no conhecimento desta bacia, para melhor compreensão 
dos sistemas petrolíferos existentes, onde a proveniência sedimentar tem um papel importante na 
determinação da composição, trama e porosidade das rochas reservatórios e consequentemente sua 
qualidade (Dickinson & Suczek 1979). 
Para a clarificar melhor as relações estratigráficas e deposicionais dos Membros Caruaçu e 
Pitanga, o trabalho tem como principal objetivo compreender a proveniência sedimentar das fácies 
Pitanga e Caruaçu, suas variações temporais e espaciais, como a natureza tectônica das áreas fonte de 
sedimento. O estudo também tem como finalidade conseguir inferências sobre influência da variação de 
proveniência sedimentar na qualidade dos reservatórios petrolíferos não convencionais. 
Pela ampla diversidade de unidades geológicas de naturezas distintas das Províncias São 
Francisco e Borborema, embasamento da Bacia do Recôncavo (Figura 01), se espera que o 
preenchimento da bacia conte com múltiplas áreas fontes com complexas variações espaciais e 
temporais. Esse cenário é favorável para a análise da influência da variação da composição da rocha 
mãe na qualidade do reservatório não convencional, onde pode se verificar o quanto o controle 
composicional e as propriedades permoporosas do reservatório estão envolvidos (Dickinson & Suczek 
1979). 
 
Estado da Arte 
 
A Bacia do Recôncavo ocupa uma área de aproximadamente 11.500 km², seus limites são 
delimitados pelo sistema de falhas da Barra a sul, pela Falha de Maragogipe a oeste, pela Falha Salvador 
a leste e pelo Alto de Aporá a norte, o isolando da Bacia do Tucano Sul (Silva et al. 2007). Sua estratigrafia 
foi dividia em quatro sequencias deposicionais: 
A fase Sinéclese ocorreu durante o Paleozoico, depositado em contexto de bacia intracratonica 
em clima árido (Moreira 2015); A Sequência Pré-rifte é caracterizada por três grandes ciclos flúvio-eólicos 
separados por transgressões lacustres durante o Eocretaceo e o Neojurássico (Silva et al. 2007, Caixeta 
et al. 1994); A Sequência Rifte foi preenchida por um sistema flúvio-deltaico longitudinal e um sistema de 
leques deltaicos, com turbiditos associados, relacionados as falhas de borda, ambos sistemas em um 
cenário lacustre (Magnavita et al. 1998); E a Pós-rifte, sendo a última sequência deposicional, com a 
deposição do Aptiano ao Albiano relacionado a subsidência termal pós rifte e no Cenozoico com 
preenchimento associado a leques aluviais (Caixeta et al. 1994, Silva et al. 2007). 
O estudo de proveniência sedimentar permite a reconstituição da paleogeografia e do contexto 
tectônico de bacias sedimentares, como reconhecimento de eventos tectônicos modificadores da 
dinâmica de transporte (Dürr 1996, Marconato et al. 2009), estes estudos são essenciais para melhor 
compreensão da evolução tectonosedimentar da fase Sin-rifteda Bacia do Recôncavo. O método tem 
como base a identificação da composição dos fragmentos que compõem a rocha, a área-fonte e a 
dinâmica dos processos atuantes em sua formação (Johnsson et al. 1991 e Dickinson 1988). 
Uma abordagem que vem sendo cada vez mais utilizado no estudo de bacias sedimentares é o 
exame source-to-sink de análise de proveniência sedimentar (Horng 2011, Liu & Zhao 2016, Teixeira et 
al. 2018). Esta ferramenta se apoia na reconstrução da relação do depósito sedimentar e as áreas fonte 
de sedimento, em uma abordagem que engloba a análise de todos os processos atuantes sobre o 
sedimento desde a área fonte até sua deposição, como o ambiente de sedimentação, aspectos climáticos 
e fisiográficos, as principais rotas de distribuição, processos modificadores durante o intemperismo, 
transporte e diagênese (Dickinson 1980, Pettijohm et al. 1987, Miall 1990, Johnsson et al. 1991 e Remus 
et al. 2008). 
 O sistema Rifte Reconcavo-Tucano-Jatobá se desenvolveu na região limítrofe das Províncias São 
Francisco e Borborema, onde estruturas do embasamento configuraram o arranjo das bacias (Kosin 
 
2009). O embasamento do sistema RTJ é composto por grande diversidade de terrenos, constituídos por 
rochas magmáticas, plutônicas e vulcânicas, sedimentares, polideformadas e metamorfizadas em 
diferentes graus, com idades desde o Arqueano até o início do Fanerozoico (Kosin 2009). 
O embasamento da Bacia do Recôncavo é composto principalmente por gnaisses granulíticos 
arqueanos do Bloco Serrinha na faixa oeste e norte, cinturões Itabuna-Salvador-Curaçá e Esplanada a 
oeste-sudoeste e leste-nordeste respectivamente. A norte há a presença das rochas metassedimentares 
do Grupo Estância de idade neoproterozoica (Silva et al. 2007). Estas unidades constituem as potenciais 
rochas fonte de sedimento para o preenchimento dos Membros Pitanga e Caruaçu – Bacia do Recôncavo. 
 
Materiais e Métodos 
 
 O trabalho contará com análise petrografica em 52 lâminas delgadas, com descrições do controle 
textural, bem como o reconhecimento da composição mineral do cimento, matriz e do arcabouço de 
arenitos dos Membros Pitanga e Caruaçu, para auxiliar no diagnóstico de proveniência sedimentar. 
 O principal método de análise de proveniência será a contagem modal do arcabouço dos arenitos 
através do método de Gazzi-Dickinson (Gazzi 1966 & Dickinson 1970, Garzanti 2019), que compreende 
a contagem modal de 300 grãos com dimensão superior a silte (0,0625 mm), estes são individualmente 
classificados mineralogicamente, para fragmentos de rocha com textura muita fina (rochas vulcânicas, 
metamórficas, cherts e carbonatos) serão englobados em fragmentos líticos. O método tem como sua 
principal finalidade conseguir resgatar a composição mineralógica mais próxima das rochas fonte, de 
modo que a granulometria não distorça a real assinatura composicional. Após a classificação 
composicional os fragmentos de areia serão agrupados em três grupos: Quartzo (mono e policristalinos), 
feldspatos (Ortoclásio, microclínio e plagioclásio) e fragmentos líticos (vulcânicos, metamórficos e 
autigênicos), e exibido em diagrama ternário (Dickinson 1985) a fim de auxiliar na discussão das 
configurações tectônicas dos terrenos de origem de sedimento (Dickinson & Suczek 1979, Dickinson et 
al. 1983, Garzanti 2016). 
O estudo de proveniência também contará com a análise geoquímica de finos, paralelamente aos 
estudos de proveniência dos arenitos, essa abordagem vem sendo cada vez mais frequentes com o 
avanço dos métodos analíticos (Remus et al. 2008). Dentre as técnicas geoquímicas, o uso da 
difratometria de raios-X (XRD) no qual abrange a análise dos elementos maiores e menores, é uma 
ferramenta que junto ao uso de razões e índices de elementos químicos, permite inferências da taxa de 
intemperismo, contribuição de rochas máficas / félsicas, bem como determinação da razão de fontes 
vulcânicas / cratonicas (McLennan 1989, Ishiga et al. 1999, Lee 2000). 
 
Resultados esperados 
 
 Espera-se que o trabalho possibilite a reconstrução da proveniência sedimentar dos Membros 
Pitanga e Caruaçu, englobando o reconhecimento da configuração tectônica dos terrenos de origem de 
sedimento, bem como descriminação das principais unidades fonte de sedimento, suas respectivas 
variações espaciais e temporais. Além da discussão sobre a importância das variações de proveniência 
na qualidade das rochas reservatórios dos Membros Pitanga e Caruaçu. 
 
Viabilidade 
 
 O trabalho conta com estrutura fornecida pelos Laboratórios de Pesquisa em Microscopia 
(LAPEM) e Laboratório de Análise de Bacias (LABAP). As lâminas delgadas para análise pretrográfica e 
de proveniências em arenitos já estão confeccionadas, as amostras para análise geoquímica já foram 
coletadas em campo e estão à disposição, a análise geoquímica conta com a estrutura do Laboratório de 
Análise de Minerais e Rochas (LAMIR). A permanência do mestrando é garantida com a bolsa fornecida 
pela PETROBRAS. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Conograma 
 
CRONOGRAMA: 
Bimestre 1° Bi 2° Bi 3° Bi 4° Bi 5° Bi 6° Bi 7° Bi 8° 9° 10° 11° 12° 
Levantamento Biblio-
gráfico 
 
Defesa do Projeto 
 
Análise Petrográfica 
 
Contagem Modal 
Gazzi-Dickinson 
 
Geoquímica de finos 
 
Conclusão dos Cré-
ditos (18) 
 
Qualificação 
 
Tratamento estatís-
tico 
 
Interpretação dos re-
sultados 
 
Elaboração da dis-
sertação 
 
Defesa da disserta-
ção 
 
 
Agradecimentos 
 
 A Petrobras, financiador do projeto n° 165.60.10097, ao Laboratório de Análise de Bacias (LABAP) pela 
infraestrutura disponível. 
 
Referências 
 
Caixeta J.M. 1988. Estudo faciológico e características de reservatório dos arenitos produtores de gás do 
Campo de Jacuípe (Cretáceo inferior) Bacia do Recôncavo-Brasil. Dissertação de Metrado. Universidade Federal 
de Ouro Preto, 300 p. 
Caixeta J.M., Bueno G.V., Magnavita L.P., Feijó F.J. 1994. Bacias do Recôncavo, Tucano e Jatobá. Boletim 
de Geociências da PETROBRAS, Rio de Janeiro, 8: 163–172. 
Dickinson W.R. 1970. Interpreting detrital modes of graywacke and arkose": Journal of Sedimentary Petrology, 40: 
695–707. 
Carlotto M. A. 2006. Análise estratigráfica dos fluxos gravitacionais da Formação Maracangalha no Campo 
do Jacuípe, Bacia do Recôncavo, Brasil. Dissertação de Mestrado, Instituto de Geociências, Universidade Federal 
do Rio Grande do Sul, 128 p. 
Dickinson W.R., Suczek C.A. 1979. Plate tectonics and sandstone composition. American Association of 
Petroleum Geologists Bulletin, 63: 2164-2172 
Dickinson W.R. 1980. Plate tectonics and petrologic associations. In: strangwaw, d.w (ed.). The Continental 
Crust and its mineral deposits. Geological Association of Canada Special Paper, 20: 341-360. 
Dickinson W.R., Beard L.S., Brakenridge G.R., Erjavec J.L., Ferguson R.C., Inman K.F., & Ryberg P. T. 
1983. Provenance of North American Phanerozoic sandstones in relation to tectonic setting. Geological Society of 
America Bulletin, 94: 222-235. 
Dickinson W.R. 1985. Interpreting provenance relations from detrital modes of sandstones. In: Provenance 
of arenites, Springer Netherlands, 333-361. 
Dickinson W.R. 1988. Provenance and sediment dispersal in relation to paleotectonics and paleogeography 
of sedimentary basins. In: Kleinspehn, K.L. Paola C. (Eds.), New perspectives in basin analysis. Springer, Berlin, 3 
– 25 p. 
Dürr S.B. 1996. Provenance of Xigaze fore-arc basin clastic rocks (Cretaceous, south Tibet) GSA Bulletin, 
108(6): 669-684 
Falcão L. C., & Della Favera J. C. 2012. Sublacustrine channel-levee system of the Caruaçu member, south-
west Recôncavo Basin, Bahia, Brazil. Rev Brasil Geoci, 42(3): 539-546. 
Garzanti E. 2016. From static to dynamic provenance analysis – sedimentarypetrology upgraded. Sedimen-
tary Geology, 336: 3-13. 
 
Gazzi P. 1966. "Le Arenarie del Flysch Sopracretaceo dell'Appennino Modenese: Correlazioni con il Flysch 
di Monghidoro". Mineralogica e Petrografica Acta 12: 69-97. 
Guerra G.S. 2002. Fácies sedimentares dos membros Pitanga e Caruaçu da Formação Maracangalha 
(Cretáceo), bacia do Recôncavo. Rio de Janeiro, Monografia de Graduação, Instituto de Geociências, Universidade 
Federal do Rio de Janeiro, 72 p. 
Guerra G. S., & Borgui L. 2003. Fácies sedimentares gravitacionais e deformacionais da Formação 
Maracangalha em afloramento e sua importância na exploração da Bacia do Recôncavo. In 2º Congresso Brasileiro 
de P&D de Petróleo e Gás. Anais. Rio de Janeiro. 
Horng C. S., & Huh C. A. 2011. Magnetic properties as tracers for source-to-sink dispersal of sediments: A 
case study in the Taiwan Strait. Earth and Planetary Science Letters, 309(1-2): 141-152. 
Ishiga H., Dozen K., Sampei Y. 1999. Geochemical constraints on marine invasion and provenance change 
relatedto the opening of the Japan Sea: an example from the Lower Miocene shales in the Hoda section, Shimane 
Peninsula, SW Japan. J. Asian Earth Sci, 17:443-457. 
Johnsson M.J., Stallard R.F., Lundberg N. 1991. Controls on the composition of fluvial sands from a tropical 
weathering environment: Sands of the Orinoco drainage basin, Venezuela and Colombia. Bull. Geol. Soc. Am., 
103:1622-1647. 
Kosin M.D. 2009. O embasamento das bacias do Recôncavo, de Tucano e Jatobá – uma visão a partir das 
cartas geológicas do Brasil ao milionésimo. Boletim de Geociências da PETROBRAS, Rio de Janeiro, 17: 89-108. 
Lee J.L. & Lee Y.I. 2000. Provenance of the Lower Cretaceous Hayang Group, Gyeongsang Basin, 
southeastern Korea: implications for continental-arc volcanism. J.Sed. Res., 70:151-158. 
Liu, Z., Zhao, Y., Colin, C., Stattegger, K., Wiesner, M. G., Huh, C. A., ... & Huang, C. Y. 2016. Source-to-
sink transport processes of fluvial sediments in the South China Sea. Earth-Science Reviews, 153, 238-273. 
Magnavita L.P., Sanches C.P., Silva R.R., Hook S.C. 1998. Field guide and virtual field trip CD, Recôncavo 
rift Basin, Brazil. In: America Association of Petroleum Geologist. International Conference and Exibition. Rio de 
Janeiro. American Association of Petroleum Geologists, 79 p. 
Magnavita L.P., Silva R.R.DA., Sanches C.P. 2005. Roteiros geológicos, guia de campo da Bacia do 
Recôncavo, NE do Brasil. Boletim de Geociências da Petrobrás, 13: 301-334. 
Marconato A., Almeida R.P., Santos M.G.M., Nóbrega J.E.S. & Souza R.B. 2009. Alluvial-eolian interaction 
in a Cambrian rift margin: the Pedra das Torrinhas and Pedra Pintada formations (Guaritas Group, RS). Anais da 
Academia Brasileira de Ciências, 81: 819-836. 
McLennan SM. 1989. Rare earth element in sedimentar rocks: influence of provenance and sedimentary 
processes. In: Lipin B.R. & McKay G.A (eds.) Geochemistry and Mineralogy of Rare Earth Elements. Rev. Mineral., 
21:169-200. 
Mello U., Della Fávera J.C., Kleing G.D. 1971. Processos gravitacionais subaquosos e rochas sedimentares 
na parte frontal de um delta cretáceo. In: SBG, Congr. Bras. Geol., 25, São Paulo, Anais, 3:159-177. 
Miall A.D. 1990. Principles of sedimentary basin analysis. Springer-Verlag, New York 2nd, 668p. 
Moreira, F. S. 2015. Fluxos Gravitacionais Lacustres na Bacia Do Recôncavo–Um Estudo no Âmbito da 
Estratigrafia de Sequências de Bacias Rifte. Dissertação de Mestrado, Departamento de pós-graduação em 
Geologia -Universidade Federal da Bahia, 110 p. 
Pettijohn F.J., Potter P.E., Silver R. 1987. Sand and Sandstone. Springer-Verlag, New York 2nd, 553p. 
Remus M.V.D., Souza R.S., Cupertino J.A., De Ros L.F., Dani N., & Vignol-Lelarge M.L. 2008. Proveniência 
sedimentar: métodos e técnicas analíticas aplicadas. Revista Brasileira de Geociências, 38:166-185. 
Silva O. D., Caixeta J. M., Milhomem P.D. S., & Kosin M.D. 2007. Bacia do Recôncavo. Boletim de 
Geociências da PETROBRAS, 159(2): 423-431. 
Teixeira, B. M., Astini, R. A., Gomez, F. J., Morales, N., & Pimentel, M. M. 2018. Source-to-sink analysis of 
continental rift sedimentation: Triassic Cuyo basin, Precordillera Argentina. Sedimentary Geology, 376, 164-184. 
 
Dados Acadêmicos 
Modalidade: Mestrado. Data do Exame de Qualificação: junho/2021. 
Título Original do Projeto de Pesquisa: Projeto Caruaçu - Avaliação dos controles sedimentológicos, estratigráficos 
e tectônicos na distribuição e qualidade de reservatórios siliciclásticos 
Data de Ingresso na Pós-Graduação: 04/2020; Área de Concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: 
Análise de Bacias Sedimentares. 
Possui Bolsa: PETROBRAS 
 
 
 
 
 
 
 
Ocorrência de hidrocarbonetos em depósitos vulcanoclásticos máficos 
(MVD’s) da Província Ígnea do Paraná, em Porto União (SC) 
 
Bianca de Andrade Colle 
E-mail da Autora: biageocolle@gmail.com 
Orientadora: Profᵃ. Drᵃ. Eleonora Maria Gouvêa Vasconcellos (LAMIR - Departamento de Geologia/Universidade 
Federal do Paraná) 
Coorientador (a): Prof. Dr. Otavio Augusto Boni Licht (Programa de Pós-Graduação em Geologia/Universidade 
Federal do Paraná) 
 
Palavras-Chave: Paraná Continental Flood Basalt; sistema petrolífero atípico; geoquímica orgânica; 
 
Introdução 
Os estudos a respeito do magmatismo nas bacias sedimentares brasileiras têm mostrado a relevância 
significativa na prospecção de hidrocarbonetos (Thomaz-Filho et al. 2008). Segundo os autores, a 
influência térmica associada às regiões de rochas sedimentares adjacentes ao magmatismo propicia o 
aumento da temperatura e, consequentemente, a maturação da matéria orgânica contida nas rochas 
geradoras de óleo. Além disso, as rochas ígneas ainda permitem a migração do petróleo gerado através 
do contato das rochas intrusivas – tais como diques e soleiras - com as rochas sedimentares, e destacam 
que o estudo das rochas extrusivas também deve ser minuciado, visto que estas atuaram como rochas 
armazenadoras e selantes, respectivamente, permitindo o acúmulo oleígeno em camadas sedimentares 
subjacentes. Em pesquisas petrolíferas de cunho exploratório e científico associadas à PIP - Província 
Ígnea do Paraná, na Bacia do Paraná (e.g. Paulipetro 1982; Thomaz-Filho 1982, Araújo et al. 2000; Reis 
2013), destaca-se a influência do magmatismo na geração, migração e/ou acumulação de óleo em 
fraturas nos basaltos e/ou nos poros de camadas sedimentares. Sendo assim, o estudo das acumulações 
oleígenas em cavidades de rochas vulcanoclásticas máficas da Província Ígnea do Paraná (PIP) podem 
contribuir para o conhecimento desses sistemas petrolíferos atípicos. 
Contexto Geológico 
A Bacia do Paraná é descrita por Milani et al. (2007) como uma ampla zona de depósitos sedimentares e 
rochas vulcânicas e intrusivas rasas (soleiras e diques) distribuídos na estrutura da sinéclise 
intracontinental da porção sul do continente Sul-Americano. De acordo com esses autores, a história 
evolutiva dessa bacia está intimamente relacionada aos ciclos de soerguimento e abatimento 
intracratônicos associados aos eventos orogenéticos ocorridos na borda ativa do Gondwana, e à 
separação do Gondwana no Mesozóico - culminando na deposição de espessos depósitos sedimentares 
e no posterior extravasamento dos derrames basálticos gerados pelo vulcanismo fissural que compõem 
a Província Ígnea do Paraná. Peate et al. (1992) propuseram uma nomenclatura para divisão da 
sequência de lavas basálticas da PIP em 6 magmas-tipo, visando a estratigrafia geoquímica interna 
dessas rochas em escala regional e com base nos dados dos elementos maiores e traços obtidos em 
amostras e pela correlação de dados da literatura já existente para a Província Magmática Paraná-
Etendeka: para o grupo Low-Ti (Low titanium - baixo titânio) em Gramado, Esmeralda e Ribeira; e para o 
grupo High-Ti (High titanium – alto titânio) em Urubici, Pitanga e Paranapanema. Estudos de datação ⁴⁰Ar 
/³⁹Ar realizados por Thiede & Vasconcelos (2010) em amostras da PIP relatam que o eventoque gerou 
os derrames continentais basálticos teve duração de quase 1,2 milhão de anos, posicionando o 
vulcanismo que gerou essas rochas em 134,7 ± 1 Ma, no Eocretáceo. Segundo os estudos de Licht (2014) 
sobre a evolução do conhecimento da PIP, que compreende 95% das rochas da Província Magmática 
Paraná-Etendeka e tem espessura máxima conhecida de aproximadamente 1.722 metros (verificada no 
poço 2-CB-001A-SP, perfurado em Cuiabá Paulista), as rochas extrusivas estão distribuídas em mais de 
1.200.000 Km². O autor descreve que o volume magmático que gerou os derrames basálticos da PIP 
atravessou dezenas de quilômetros de rochas do embasamento cristalino e rochas sedimentares da Bacia 
do Paraná até extravasar na superfície e, que por ter sido influenciado pelas interações magma-crosta-
geofluidos, possibilitou a geração de diversos produtos vulcânicos e depósitos vulcanoclásticos que estão 
expostos na superfície da bacia. White & Houghton (2006) propuseram um sistema de classificação 
unificador para caracterizar os depósitos vulcanoclásticos primários a partir do tamanho dos grãos e do 
mecanismo de transporte e deposição de partículas, dividindo esses depósitos em quatro tipos principais: 
piroclásticos, autoclásticos, hialoclásticos e peperíticos. Para esses autores, depósitos vulcanoclásticos 
primários são compostos por produtos rochosos fragmentados diversos originados diretamente por meio 
de processos explosivos ou efusivos. Após terem sido identificados na PIP, esses depósitos têm sido 
estudados com maior frequência, sendo chamados de depósitos vulcanoclásticos máficos (MVD’s), tal 
como descritos nos trabalhos de Licht & Arioli (2011), Licht (2012, 2018) e Valore (2017). 
Justificativas 
Pesquisas associadas à ocorrência de hidrocarbonetos gerados pela influência termal das intrusões e 
dos derrames basálticos na Bacia do Paraná, e à elaboração de modelos de sistemas petrolíferos atípicos 
têm sido cada vez mais frequentes (e.g. Thomaz-Filho 1982, Araújo et al. 2000, Thomaz-Filho et al. 2008, 
Reis 2013), e seus resultados têm sido muito requisitados na abordagem da geologia exploratória por 
diversas empresas em busca de informações que possam contribuir para o conhecimento de sistemas 
petrolíferos marinhos e não marinhos. Esses resultados são utilizados para a geração de modelos 
petrolíferos e para simular as condições físicas (temperatura e pressão) e químicas (diagênese e 
catagênese) originais dos ambientes geológicos naturais geradores de óleo, que podem ser interpretados 
como análogos modernos e contribuir para o sucesso das investigações de áreas intracontinentais e de 
margem continental potenciais à prospecção em hidrocarbonetos. 
Área de estudo 
A área de estudo é a Pedreira Kerber, localizada no município de Porto União, em Santa Catarina, que 
dista 237 km de Curitiba, Paraná (Figura 1). Recentemente, foram identificados nesse local depósitos 
vulcanoclásticos máficos com pequenos glóbulos oleígenos, além de camadas de arenito interderrames. 
 
Figura 1 – Localização da área de estudo em Porto União, região norte de SC, próximo ao limite sul do Estado do 
Paraná. Fonte: extraído da Carta Geológica Brasil ao Milionésimo, Folha de Curitiba SG.22 (CPRM 2003). 
Hipótese 
Os arenitos interderrames descritos na Pedreira Kerber correspondem a arenitos da Fm. Botucatu, e o 
óleo encontrado nos MVD’s, intercalados entre derrames adjacentes, pode ter sido gerado no Sistema 
Petrolífero Irati - Rio Bonito/Pirambóia, devido à influência termal das intrusões e derrames basálticos da 
PIP. Posteriormente, o óleo teria migrado pelas fraturas dos basaltos, preenchendo os poros e cavidades 
nos MVD’s, ou teria sido carreado em profundidade junto ao magma até a superfície. 
Objetivos 
Este estudo tem como objetivos gerais a compreensão da ocorrência de hidrocarbonetos, sua origem, 
migração e acumulação no reservatório ígneo-básico, e o entendimento dos processos magmáticos que 
deram origem aos derrames basálticos e rochas vulcanoclásticas máficas e possibilitaram a acumulação 
de óleo. Os objetivos específicos do trabalho são: 1) classificação das rochas vulcânicas e 
vulcanoclásticas; 2) classificação e correlação das camadas de arenito interderrames; 3) identificação e 
classificação dos minerais e argilominerais presentes nos poros das rochas; 4) determinação das relações 
estratigráficas entre os derrames e as rochas vulcanoclásticas; 5) relação genética entre os depósitos 
basálticos, MVD’s e os arenitos interderrames; e 6) caracterização e correlação entre os hidrocarbonetos 
e o Sistema Petrolífero Irati - Rio Bonito/Pirambóia. 
Estado da Arte 
A Província Continental Basáltica do Paraná é uma das maiores províncias ígneas continentais do 
planeta, mas pouco se sabe sobre a arquitetura faciológica e as características geoquímicas dos 
derrames de lava (Machado et al. 2018). Também chamada de Província Ígnea do Paraná, apresenta 
correlação genética conhecida com as ocorrências vulcânicas das bacias do Pré-sal da margem 
continental brasileira e com a província de Etendeka, no sudoeste africano, e portanto, seus depósitos 
ígneos continentais, sejam efusivos ou eruptivos, podem ser estudados como análogos de reservatórios 
petrolíferos não-convencionais que ocorrem nos intervalos vulcânicos das bacias costeiras brasileiras. 
Segundo Eiras & Wanderley Filho (2003), sistemas petrolíferos que abrangem rochas-reservatório 
magmáticas são observados em diversas partes do mundo, tais como os derrames de basalto toleíticos 
de Dapingfang, na Bacia de Liaohe, na China (e.g. Chen et al. 1999); os derrames toleíticos do basalto 
Apoteri, na Bacia de Tacutu, na Guiana (e.g. Berrangé & Dearley 1975); e os basaltos fraturados nos 
campos de óleo de Badejo e Linguado, da Formação Cabiúnas, porção sul da Bacia de Campos (e.g. 
Mizusaki 1986). Os autores descrevem que dependendo do número de vesículas e do grau de diagênese 
e fraturamento, derrames de basalto e soleiras de diabásio podem ser bons reservatório de petróleo, que 
apresentam porosidade primária (vesículas) e/ou secundária (formação de poros por dissolução por 
águas subterrâneas, alteração hidrotermal, cristalização de minerais secundários, e fraturas tectônicas). 
Assim, as porosidades e permeabilidades são relacionadas ao número de vesículas, a intensidade do 
microfraturamento e o grau de dissolução dos minerais que preenchem as vesículas e fraturas. Thomaz-
Filho et al. (2008), relatam que as pressões hidrostáticas que atuam nos poros das rochas sedimentares 
e as consequentes mudanças petrofísicas influenciam na acumulação de óleo, como em diques e 
soleiras. Os autores sugerem que grandes quantidades de petróleo das rochas paleozoicas do Devoniano 
(Formação Ponta Grossa) e do Permiano (Formação Irati) podem ter sido geradas pela ação dos corpos 
intrusivos. 
Materiais e Métodos 
A realização deste estudo está baseada na obtenção de dados de análises petrográfica e geoquímica das 
amostras de rochas ígneas e sedimentares. Foram feitas em uma primeira etapa: 1) revisão da 
bibliografia; 2) realização de uma campanha de campo para a coleta de amostras de rocha e a descrição 
da Pedreira Kerber; 3) descrição, classificação e nomenclatura das amostras coletadas; e 4) seleção das 
amostras para a confecção de lâminas petrográficas no iLAMIR – Instituto Laboratório de Análise de 
Minerais e Rochas da Universidade Federal do Paraná/UFPR, para análise petrográfica ao microscópio 
óptico de luz transmitida (iLAMIR e LAPEM – Laboratório de Petrologia e Mineralogia/UFPR). Em uma 
segunda etapa foram selecionadas amostras de rochas vulcanoclásticas máficas com óleo para as 
seguintes análises: 1) cromatografia gasosa acoplada a espectrometria de massa (CG/EM) no Instituto 
de Geociências/UFRGS, para análise de biomarcadores do óleo e determinação da rocha geradora; 2) 
espectrometria de emissão óptica com plasma acoplado indutivamente (ICP-OES) do óleo para 
determinação dos metais no LACAUT - Laboratório de Análisesde Combustíveis Automotivos/UFPR; 3) 
espectrometria de massa de razão isotópica (IRMS), no iLAMIR, para a determinação das razões 
isotópicas de C e O do carbonato presente nas amígdalas e fraturas dos MVD’s e derrames de basalto, 
visando a compreensão da história evolutiva do preenchimento das cavidades dessas rochas; e 4) 
microtomografia das amostras com óleo para determinar a permoporosidade da rocha reservatório, no 
iLAMIR. Em uma terceira etapa estão sendo realizadas as análises geoquímicas no iLAMIR, tais como: 
1) análise por fluorescência de raios X (FRX), para a obtenção de teores de óxidos e elementos traço 
para a caracterização da tipologia dos basaltos e posterior correlação geoquímica estratigráfica com a 
PIP, visando a compreensão do contexto geológico em que os interderrames com óleo estão inseridos; 
2) microscopia eletrônica de varredura (MEV-EDS) para a obtenção de dados químicos; 3) difratometria 
de raios X (DRX) para a identificação dos argilominerais dos poros das rochas. 
Resultados 
Após a primeira etapa de campo, realizada em 9 e 10 de outubro de 2019, visando o reconhecimento da 
área de estudo e a coleta e descrição das amostras de rochas dos derrames de basalto e dos 
interderrames, foram confeccionadas 22 lâminas petrográficas que estão sendo analisadas. No campo, 
foram identificados três derrames tabulares e espessos de basalto maciço e vesicular, de textura 
subafírica e hipohialina, medindo aproximadamente 20 a 30 metros de espessura e identificados, da base 
para o topo, como D1, D2 e D3. Os basaltos são compostos por andesina, augita, vidro vulcânico 
(sideromelano) e minerais opacos. Os argilominerais ocorrem nas bordas das amígdalas e na 
devitrificação do vidro vulcânico. No topo desses derrames, observam-se zonas vesiculares com 
amígdalas milimétricas a centimétricas (até 15 cm de comprimento) com formas arredondadas e 
alongadas variadas, estiradas e horizontais, preenchidas principalmente por carbonato, quartzo, 
calcedônia e celadonita. Com base nos dados obtidos por fluorescência de raios X e de acordo com a 
classificação TAS (total-álcalis (Na2O+K2O) vs. sílica) de Le Maitre (1989) para as rochas vulcânicas, o 
derrame D1 corresponde a andesitos basálticos, e D2 e D3 a basaltos. De acordo com a proposta da 
estratigrafia geoquímica de Licht (2018) para a divisão das rochas vulcânicas da PIP em 16 tipos 
geoquímicos, D1 corresponde ao tipo 1S: LSi-LZr-LTi-LP (L: low (baixo teor); H: high (alto teor)), 
distribuído na porção sul da PIP, e D2 e D3 ao Tipo 4: LSi-LZr-HTi-HP, descrito sobre o Tipo 1S e a Fm. 
Botucatu, sendo ambos pertencentes ao campo subalcalino, de acordo com a classificação de Miyashiro 
(1978). Entre os fluxos D1 e D2, foi identificada uma camada de peperito alterado de até 1,70 metros de 
espessura e 20 metros de largura, de cor cinza claro e estrutura amigdaloidal intensa. O tamanho das 
amígdalas varia de milímetros a até 1 cm, com frequentes vugs, preenchidos por calcita bem cristalizada, 
cristais de quartzo, quartzo microcristalino, arenito e calcedônia. Acima desse peperito há uma camada 
de arenito fino a médio, composta por quartzo e feldspato sub-arredondado, pertencente à Formação 
Botucatu, com cimentação de sílica (chert) e carbonato. O peperito e o arenito do interderrame foram 
identificados como I1. Entre os derrames D2 e D3 ocorre uma camada de rocha vulcanoclástica máfica 
sã sobreposta por uma camada de arenito da Formação Botucatu, denominada I2, com dimensões 
semelhantes a I1. A rocha vulcanoclástica possui clastos de basalto amigdaloidal com bordas angulares 
a arredondadas, variando de milímetros a até 10 cm, em meio à matriz arenítica rosácea composta por 
grãos de quartzo da Formação Botucatu e cimentação de sílica e carbonato. As amígdalas do MVD são 
preenchidas com arenito da matriz, sílex, quartzo e carbonato. O derrame D2 possui veios de carbonato, 
quartzo e porções areníticas com até 7 cm de espessura preenchendo fraturas verticais e horizontais do 
basalto e apresentando zonalidade longitudinal. A ocorrência de óleo foi identificada em ambas as rochas 
de interderrames, I1 e I2, mas com maior intensidade em I1. Os arenitos, com estratificação 
difusa/irregular, possuem pequenas concentrações de óleo devido à sua baixa permoporosidade. O 
resultado da análise total do petróleo ainda é aguardado e pretende-se realizar um estudo mais detalhado 
do reservatório não-convencional a partir da coleta de amostras na próxima etapa de campo, buscando 
melhor compreender as etapas dos processos diagenéticos, geoquímicos e hidrotermais que permitiram 
a formação e o preenchimento total/parcial dos poros e fraturas. 
Discussões 
Os registros vulcânicos e vulcanoclásticos observados na área de estudo evidenciam os fatores 
magmático e tectônico vigentes na Província Ígnea Paraná-Etendeka durante a separação do 
supercontinente Gondwana. A estratigrafia geoquímica da área, com base na proposta de Licht (2018), é 
marcada pela transição de basaltos de baixo-TiO2 para alto-TiO2, podendo ser correlacionados ao contato 
do tipo geoquímico 1S (Sul) para o Tipo 4 (a norte) da PIP - seção T2 da estratigrafia geoquímica de Licht 
(2018). Esse registro evidencia a ocorrência de derrames de basalto originados primeiramente por um 
magma parental primitivo de baixo-TiO2 evoluindo para um magma com contaminação crustal de alto-
TiO2 (Tipo 4), como proposto por Gomes et al. (2018). Aparentemente, o hidrotermalismo que ocasionou 
o preenchimento das vesículas não foi homogêneo, e os fluidos que percolavam as rochas antes da 
precipitação dos minerais apresentavam composições diferentes. Os peperitos em I1 são interpretados 
como o resultado da interação da lava do topo do derrame D1 com sedimentos arenosos e subaquosos 
da Formação Botucatu, que foram posteriormente recobertos por mais sedimentos arenosos, que 
geraram a camada de arenito, em um período de aquiescência vulcânica. As rochas vulcanoclásticas 
máficas em I2, por outro lado, são interpretadas como o resultado do resfriamento e sobrecarga de D2 
sobre a camada de arenito I1 que, ao mesmo tempo que o derrame D2 gerou fraturas devido à contração 
de basalto ao resfriar, permitiu a geração de jatos explosivos de areia úmida quente e não consolidada 
de I1. Esses jatos penetraram nas fraturas geradas em D2 em consequência da formação de um fluido 
supercrítico aquecido pela alta temperatura do derrame e pela pressão do vapor devido à sobrecarga de 
D2. Esse processo possivelmente gerou as rochas vulcanoclásticas máficas em I2, que se fragmentaram 
no topo do D2 devido à pressão desses jatos arenosos quentes, gerando clastos de até 10 centímetros 
de basalto vesicular. Posteriormente, esses depósitos vulcaniclásticos máficos foram recobertos por outra 
camada de areia da Formação Botucatu em outro período de aquiescência do vulcanismo. Em seguida 
foi depositado o derrame D3 de basalto, com amígdalas de tamanhos variados preenchidas com 
celadonita, ametista, carbonato, quartzo microcristalino, quartzo e calcedônia, principalmente no topo do 
derrame. O óleo observado nos interderrames teria migrado pelas fraturas dos basaltos e por 
microfraturas interconectadas nos MVD’s preenchendo os espaços das vesículas e amígdalas. 
Conclusões 
A presença de gases e fluidos sin e pós-magmáticos permitiram a formação e o preenchimento das 
estruturas vesiculares e amígdaloidais nas porções superiores dos derrames e MVD’s e, 
consequentemente, o preenchimento de fraturas e microfraturas geradas devido o resfriamento das lavas 
basálticas. O óleo gerado, devido à influência da temperatura do magmatismo sobre a matéria orgânica 
dos folhelhos da Fm. Irati na Bacia do Paraná (Paulipetro 1982), teria migrado por fraturas, falhas e até 
pelo contato com as intrusões dos diques de diabásio da PIP e as rochas sedimentares, atingindo os 
reservatórios ígneos não convencionais em I1 e I2, preenchendo os espaços nas vesículas e amígdalas, 
principalmente no topo do derrame D1, próximoao peperito, nos peperitos em I1, e também no poros dos 
arenitos. Gotículas de óleo também são identificadas nos poros e na matriz do arenito em I2 e na matriz 
alterada do MVD. A ocorrência de petróleo nos peperitos em I1 apresenta-se surgente, migrando através 
das fraturas nas rochas basálticas e alcançando os peperitos, onde acumulam ou escapam na superfície. 
Em I2 o petróleo está vitrificado devido ao calor dos derrames D2 e/ou D3, tendo sido observado que 
após seu acúmulo, houve o preenchimento total dos poros pela precipitação de minerais sin ou pós-
magmáticos. 
Atividades Futuras 
As atividades futuras correspondem à realização da segunda etapa de campo, com coleta de novas 
amostras e de dados estruturais; análise de metais do petróleo obtido; correlação dos dados geoquímicos 
orgânicos com a bibliografia; confecção da dissertação e do artigo abordando a ocorrência de 
hidrocarbonetos nos interderrames da PIP e a elaboração do modelo de reservatório ígneo-sedimentar 
de petróleo da área estudada como análogo. Participação no 50° Congresso Brasileiro de Geologia – 
2021. O resultado da análise total do petróleo ainda é aguardado e pretende-se realizar um estudo mais 
detalhado do reservatório não-convencional a partir da coleta de amostras na próxima etapa de campo, 
buscando melhor compreender as etapas dos processos diagenéticos, geoquímicos e hidrotermais que 
permitiram a formação e o preenchimento total/parcial dos poros e fraturas por minerais e óleo. 
Agradecimentos 
Agradeço à UFPR, ao Programa de Pós-Graduação de Geologia da UFPR, ao iLAMIR, no qual este 
projeto está incluso e onde são realizadas a maior parte das análises desta pesquisa, ao LAPEM, ao 
LACAUT e ao Laboratório de Geoquímica Orgânica do Igeo/UFRGS. Por fim, agradeço à Shell, pelo 
financiamento do Projeto Diagenesis – “Diagênese das sequências carbonáticas não marinhas do Pré-
Sal e seu impacto na exploração e produção de reservatórios de hidrocarbonetos”, pela concessão da 
bolsa de estudos e à empresa Kerber & Cia Ltda por permitir o acesso para o estudo da Pedreira Kerber. 
Referências 
Araújo L.M., Trigüis J.A., Cerqueira J.R., Freitas L.C.S. 2000. The Atypical Permian Petroleum System of the Paraná 
Basin, Brazil. In: Mello M.R. & Katz B.J. Petroleum Systems of South Atlantic Margins. AAPG Memoir, 73:377-402. 
CPRM 2003. Carta Geológica Brasil ao Milionésimo – Folha de Curitiba (SG 22). Disponível em 
http://www.cprm.gov.br. Acessado em 27 de junho de 2017. 
Le Maitre R.W., Bateman P., Dudek A., Keller J., Lameyre M., Le Bas M.J., Sabine P.A., Schmid R., Sorensen H., 
Streckeisen A., Woolley A.R., Zanettin B. 1989. A Classification of Igneous Rocks and a Glossary of Terms. 
Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Igneous 
Rocks. Blackwell Scientific Publications, Oxford. p.193. 
Licht O.A.B., Arioli E.E. 2011. Evidências de eventos explosivos - hidrovulcanismo - na Formação Serra Geral, 
Estado do Paraná, Brasil. V° Simpósio de Vulcanismo e Ambientes Associados. SBG. Goiás. 
Licht O.A.B. 2012. Estudo de produtos hidrovulcânicos no sudoeste do Paraná. Serviço Geológico do Paraná - 
Mineropar, Curitiba, 314 p. 
Licht O.A.B. 2014. A evolução do conhecimento sobre a Província Ígnea do Paraná – dos primórdios até 1950. 
Revista do Instituto Geológico (São Paulo), 35(2): 71-106. 
Licht, O.A.B. 2018. A revised chemo-chrono-stratigraphic 4-D model for the extrusive rocks of the Paraná Igneous 
Province. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 355, p. 32–54. 
Machado, F.B., Rocha-Junior, E.R.V., Marquês, L.S., Nardy, A.J.R., Zezzo, L.V., Marteleto, N.S. 2018. Geochemistry 
of the Northern Paraná Continental Flood Basalt (PCFB) Province: implications for regional chemostratigraphy. 
Brazilian Journal of Geology, 48(2): 177-199. 
Milani E.J., Melo J.H.G., Souza P.A., Fernandes L.A., França A.B. 2007. Bacia do Paraná. Boletim de Geociências 
da Petrobras, Rio de Janeiro, 15(2): 265–287. 
PAULIPETRO – CONSORCIO CESP/ITP - COMPANHIA ENERGÉTICA DE SÃO PAULO/INSTITUTO DE 
PESQUISAS TECNOLÓGICAS DO ESTADO DE SÃO PAULO S/A. 1982. Geologia da Bacia do Paraná – 
Reavaliação da potencialidade e prospectividade em hidrocarbonetos. São Paulo. 198 p. 
Peate, D. W., Hawkesworth, C. J., Mantovani, M. S. M. 1992. Chemical stratigraphy of the Paraná lavas (South 
America): classification of magma types and their spatial distribution. Bulletin of Volcanology, 55: 119-139. 
Reis G.S. 2013. A Formação Serra Geral (Cretáceo, Bacia do Paraná) – como análogo para os reservatórios ígneo-
básicos da margem continental brasileira. Dissertação de Mestrado.Universidade Federal do Rio Grande do Sul,81p. 
Thiede D.S., Vasconcellos P.M. 2010. Paraná flood basalts: rapid extrusion hypothesis confirmed by new 40Ar/39Ar 
results. Geology 38 (8), 747–750. 
Thomaz-Filho A. 1982. Ocorrência de Arenito Betuminoso em Anhembi (SP) – Cubagem e Condicionamento 
Geológico. In: Congresso Brasileiro de Geologia. 32, Salvador, Anais, 5:2344-2348. 
Thomaz-Filho A., Mizusaki A.M.P., Antonioli L. 2008. Magmatismo nas bacias sedimentares brasileiras e sua 
influência na geologia do petróleo. Revista Brasileira de Geociências 38(2 - suplemento): 128-137. 
Valore L.A. 2017. Caracterização petrográfica de camadas interderrames e depósitos vulcanoclásticos máficos da 
Província Magmática do Paraná, norte do Paraná. Trabalho de conclusão de curso (TCC), UFPR, 113 p. 
White J.D.L., Houghton B.F. 2006. Primary volcaniclastic rocks. Geology, 34: 677–680. 
Dados Acadêmicos 
Modalidade: Mestrado - Qualificação. Data do Exame de Qualificação: 08/2020. 
Título Original do Projeto de Pesquisa: Ocorrência de hidrocarbonetos em depósitos vulcanoclásticos máficos 
(MVD’s) da Província Ígnea do Paraná, em Porto União (SC). 
Data de Ingresso na Pós-Graduação: 04/2019; Área de Concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: 
Análise de depósitos minerais. Possui Bolsa: Sim; Shell. 
 
 
Investigação da influência glacial na origem das fácies de diamicititos e 
conglomerados do Grupo Itararé (Paleozoico superior da Bacia do Paraná) 
em Presidente Getúlio (SC) 
 
Bruno Gomes de Souza 
Souzabruno.geo@gmail.com 
Orientadora: Carolina Danielski Aquino (Departamento de Geologia/UFPR) 
Coorientador: Fernando Farias Vesely (Departamento de Geologia/UFPR) 
 
Palavras-Chave: Sedimentação Glacial; Formação Rio do Sul; Era Glacial Neopaleozoica. 
 
Introdução e Contexto Geológico 
A glaciação neopaleozoica (GNP) é um importante evento geológico que registra diversos ciclos 
glaciais do Carbonífero inferior (Viseano) ao Permiano médio a superior (Capitiniano) apresentando 
registros de forma heterogênea ao longo de todo o Gondwana (Crowell & Frakes, 1975; Isbell et al., 
2012). No Brasil, o Grupo Itararé (unidade permocarbonífera da Bacia do Paraná) apresenta um dos 
mais completos registros desse evento glacial na porção sudoeste do Gondwana e chega a possuir 
1500m de espessura no seu depocentro, sendo sua arquitetura deposicional e estratigráfica ligada a 
ciclos de glaciação e deglaciação (França & Potter, 1988; Vesely & Assine, 2006). 
 Em Santa Catarina, estudos mais recentes de cunho sedimentológico e de caracterização 
paleoambiental tem mostrado uma diversidade de ambientes deposicionais para o Grupo Itararé 
(Puigdomenech et al., 2014; Aquino et al., 2016; Fallgatter & Paim, 2019; Schemiko et al., 2019). 
Porém, ambientes que retratam uma maior proximidade ao gelo tem sido relatados apenas para a 
porção média e inferior da unidade (Aquino et al., 2016; Fallgater & Paim, 2019) enquanto que a porção 
superior tem sido atribuída a sistemas deposicionais que não apresentam uma faciologia característica 
de sistemas glaciais proximais (Schemiko et al., 2019; Rodrigues et al., 2020). A partir disso surge uma 
motivação para o estudo de novos sítios geológicos posicionados na porção superior da unidade 
buscando características de fácies glaciogênicas para essa parcela da unidade. 
Na região de PresidenteGetúlio – SC (fig.1), o Grupo Itararé é representado pelas formações 
Mafra e Rio do Sul (Schneider et al., 1974). A Formação Mafra é pouco pronunciada e já se encontra 
em onlap contra o embasamento cristalino (Schneider et al., 1974; Schemiko et al., 2019). As maiores 
espessuras para a unidade se dão pelos depósitos da formação Rio do Sul, que abrangem um range de 
ambientes, desde marinhos profundos na sua base até sistemas flúvio-deltáicos na sua transição para a 
Formação Rio Bonito dentro da área de estudo (Schemiko et al., 2019). Essa sucessão foi detalhada 
por Schemiko et al. (2019) que dividiram o empilhamento estratigráfico da Fm. Rio do Sul em 
associações de fácies, interpretando assim uma evolução dos ambientes deposicionais com uma 
tendência geral de continentalização para o topo. Dentro das diversas associações de fácies estudadas 
por Schemiko et al. (2019), chama a atenção uma sucessão heterogênea com variações de 40 a 60m 
de espessura que compreendem depósitos de conglomerados, arenitos e diamictitos. Essa sucessão 
está localizada entre pacotes previamente interpretados como depósitos turbidíticos e deltaicos, na 
base e no topo, respectivamente. Conforme previamente descrito, as características principais destes 
depósitos compreendem fácies areno-conglomeráticas maciças com algumas fácies de arenitos e 
conglomerados estratificados e com estruturas trativas subordinadamente. Estes depósitos apresentam 
diversos clastos estriados e diversos blocos e matacões isolados com características de lonestones. 
Outra característica interessante é a ocorrência de diamictitos caóticos contendo diversas feições de 
ressedimentação como blocos de arenitos e conglomerados, injeções clásticas e bouldins nas porções 
superiores deste pacote (Schemiko et al., 2019; Rodrigues et al., 2019). Estes depósitos foram 
interpretados por Schemiko et al. (2019) como oriundos de fluxos gravitacionais canalizados em um 
talude submarino alimentados por um sistema deltaico glácio-influênciado, devido as características 
faciológicas observadas e ao contexto observado ao longo do empilhamento da Formação Rio do Sul 
na área de estudo. 
 
 
Figura 1- A) Mapa extraído de Schemiko et al. (2019) contendo as unidades mapeadas pelos autores, 
paleocorrentes e o perfil composto da área mapeada. No perfil está marcado o intervalo analisado neste trabalho e 
foram indicados no mapa os locais dos perfis levantados. B) Perfis verticais levantados na área de estudo com as 
respectivas legendas. Não existe uma correlação direta entre os perfis. 
 A ocorrência de diversas características faciológicas como lonestones, possíveis pavimentos de 
clastos, além de clastos estriados, podem indicar uma maior proximidade do gelo nos depósitos 
analisados por Schemiko et al. (2019) motivam novos trabalhos de campo para que se reavaliem estes 
depósitos para que sejam compreendidos em maior detalhe, visando verificar qual o nível de influência 
glacial. Vale ressaltar, que depósitos conglomeráticos similares já foram descritos no Grupo Itararé em 
Santa Catarina. Aquino et al. (2016) interpretaram um sistema glacial submarino do tipo grounding-line 
fan em fácies parecidas com as descritas em Presidente Getúlio, porém em um intervalo 
estratigraficamente abaixo em relação ao intervalo de interesse. Tendo isso em vista, existe uma 
motivação em tentar compreender se sistemas deposicionais similares podem ser caracterizados em 
estratos superiores da unidade. Em contraponto, se estes depósitos não representam uma maior 
proximidade do gelo, sistemas glaciais proximais estariam restritos a porções basais e intermediárias, e, 
portanto, a influência glacial nestes depósitos seria apenas indireta como postulado por Schemiko et al. 
(2019). 
 
Material e Métodos 
 Inicialmente, foi realizado um trabalho de revisão bibliográfica, onde se buscou por trabalhos 
prévios para verificar o conhecimento acumulado sobre o Grupo Itararé localmente e regionalmente. 
Além disso, na etapa pré-campo foram compilados dados de afloramentos descritos em trabalhos 
anteriores que trabalharam na região, como os trabalhos de Schemiko et al. (2019) e Rodrigues et al. 
(2020) para que se pudesse reanalisar, detalhar e refinar em campo os aspectos faciológicos e relações 
estratigráficas descritos previamente pelos autores. 
 Posteriormente a isso foram conduzidas duas etapas de campo na região de Presidente Getúlio-
SC, uma etapa de 5 dias no mês de agosto de 2019 e outra etapa de 9 dias no mês de dezembro de 
2019. A primeira etapa teve por objetivo reconhecer os afloramentos descritos em trabalhos anteriores. 
Já a segunda etapa, teve por objetivo uma coleta de dados mais densa, onde realizou-se um 
mapeamento sistemático dos afloramentos na área de estudo. Foram descritas as fácies, coletados 
dados de paleocorrentes em estratificações cruzadas e climbing ripples, além de perfis verticais de 
fácies (escala 1:50) em afloramentos chave. No total, foram descritos 40 afloramentos, sendo 26 deles 
no intervalo de interesse e os demais nas unidades adjacentes para controle estratigráfico. Em cinco 
(fig. 1A, 1B) destes afloramentos foram levantados perfis verticais de fácies para detalhar o 
empilhamento faciológico da sucessão. 
 Por fim foram confeccionados produtos para visualização dos dados como a cartografia digital 
dos afloramentos mapeados, digitalização dos perfis verticais de fácies, diagramas de paleocorrentes e 
fotomosaicos de afloramentos. Para realização dessas etapas estão sendo utilizados os softwares Corel 
Draw 2019 e Geo Rose. 
 
Resultados 
 Até o momento foram descritas fácies de conglomerados (Gm, Gt, Gi/n), arenitos (Sm, St, Sp, 
Sr), diamictitos (Dmm, Dm(r)), e fácies pouco pronunciadas de pelitos (Fl) e Heterolitos (Ht). As fácies 
conglomeráticas predominam principalmente na porção basal e intermediária da sucessão, podendo 
ocorrer subdinadamente nas porções superiores. Essas fácies possuem geralmente matriz variando de 
areia média a muito grossa, contendo clastos de tamanho grânulo a matacão, atingindo até 6m de 
comprimento no eixo maior. A composição dos clastos é bastante variada predominando clastos de 
granitoides e rochas metamórficas de médio a alto grau. Também são comuns clastos de arenitos. 
Ressalta-se que a grande maioria dos matacões está localizada na porção basal do intervalo. Uma 
característica interessante é a ocorrência de clastos estriados, polidos e facetados de diferentes 
dimensões nestas fácies conglomeráticas, assim como o nítido alinhamento destes fragmentos em 
algumas porções. Também é comum a ocorrência de lags de ortoconglomerados a grânulo e a seixos 
pequenos ocorrendo de maneira abrupta em algumas porções. Ressaltam-se também conglomerados 
contendo gradação inversa e normal, além de conglomerados contendo estratificações cruzadas 
acanaladas. Acerca da geometria das camadas, elas possuem uma baixa organização. São comuns 
camadas amalgamadas e com estruturas de corte e preenchimento, indicando o caráter erosivo 
embutido nestas fácies. 
 As fácies arenosas também ocorrem densamente ao longo do empilhamento estratigráfico do 
intervalo analisado. As camadas arenosas possuem um maior grau de organização em relação às 
camadas conglomeráticas e muitas delas apresentam padrões amalgamados desaparecendo 
lateralmente. Dentro das fácies maciças, os arenitos possuem baixa organização e variam de muito 
finos a conglomeráticos. Dentro das fácies trativas (St, Sp e Sr) os arenitos apresentam geometrias 
variadas e com maior organização em relação as camadas maciças, com diversas camadas 
apresentando características amalgamadas, além de camadas tabulares de arenitos com climbing 
ripples. É comum observar camadas de arenitos associadas às fácies conglomeráticas e de diamictitos, 
e devido a isso muitas vezes é difícil realizar uma distinção nos perfis levantados das camadas 
arenosas intercaladas a estas fácies. Muitas dessas camadas também estão deformadas internamente 
às fácies cascalhosas,e apresentando-se fluidizadas, dobradas e falhadas internamente as demais 
fácies. 
 Associados aos conglomerados e arenitos, também ocorrem fácies com conteúdo de lama 
maior, que são os diamictitos maciços. Esses diamictitos possuem matriz areno-lamosa e 
aparentemente existe uma transição entre estas fácies e as fácies de conglomerados descritas acima. 
Esta transição é marcada principalmente no teor de lama da matriz, consideravelmente maior nos 
diamictitos maciços. Esses diamictitos também apresentam clastos dispersos na sua matriz, de 
dimensões variando de grânulos a matacões com composição similar as fácies conglomeráticas. É 
comum a ocorrência de blocos e matacões de granitos isolados em meio a matriz lamosa, porém é 
difícil caracterizar esses blocos como dropstones devido a estrutura ser maciça e, portanto não se 
observa uma deformação da estratificação. Devido as características observadas optou-se por 
descrevê-los como lonestones. Uma característica marcante nestas fácies é a ocorrência de camadas 
arenosas amalgamadas e por vezes deformadas em meio a estas fácies. Essas camadas geralmente 
são de arenitos muito finos a médios e apresentam laminação por vezes chegando a formar climbing 
ripples. É bastante comum a deformação destes arenitos em meio aos diamictitos na forma de dobras, 
falhas, feições de cisalhamento e bouldins. Outra fácies de diamictito que está principalmente 
pronunciada na porção superior do intervalo são os diamictitos com feições de ressedimentação. Estas 
fácies são representadas por uma matriz caótica convoluta de material areno-lamoso onde estão 
imersos diversos blocos de arenitos e conglomerados rompidos que atingem dimensões métricas. São 
comuns em meio a esses diamictitos a ocorrência de injectitos, bouldins, falhas e dobras 
penecontemporâneas. 
 Os dados de paleocorrentes foram coletados de estruturas do tipo climbing ripples e 
estratificações cruzadas acanaladas em arenitos, mas ainda foram pouco trabalhados. Foram obtidas 
78 medidas no total. A análise destes dados ainda é bastante preliminar, mas é possível observar uma 
tendência principal de paleotransporte para NW com tendências secundárias para SW e SE. Porém a 
análise acerca desses dados é limitada devido à baixa densidade destas estruturas nos afloramentos 
em relação ao preenchimento como um todo, onde predominam fácies maciças. 
 
Discussões preliminares 
A partir dos dados faciológicos obtidos para área de estudo, algumas discussões preliminares 
podem ser abordadas. Muitas das feições identificadas nas fácies como clastos estriados, facetados e 
polidos, ocorrência de lonestones, além da ocorrência de níveis com concentração de clastos formando 
possíveis pavimentos, podem indicar uma maior proximidade do gelo do que previamente descrito para 
o intervalo analisado (Vesely et al., 2015; Aquino et al., 2016). 
 Porém, a análise dos dados ainda é preliminar e portanto, a interpretação das fácies e dos 
ambientes deposicionais deve ser cada vez mais aprofundada para se detalhar com qual tipo de 
ambiente estes depósitos se assemelham mais. Apesar disso tem-se em vista de que essa sucessão 
pode retratar um tipo de ambiente glácio-marginal submarino (Batchelor & Dowdeswell, 2015; Aquino et 
al., 2016; Rosa et al., 2019) e essa hipótese deve ser contraposta a proposta de Schemiko et al. (2019) 
para verificar-se os prós e contras de cada hipótese. 
 
Atividades Futuras 
 Primeiramente deve haver o prosseguimento das etapas de análise de dados faciológicos em 
conjunto com a revisão bilbiográfica para que sejam elaboradas hipóteses em escala de ambiente 
deposicional para a sucessão analisada. 
 Além disso, pretende-se realizar uma análise mais detalhada em conjunto com os dados de 
paleocorrentes com o fim de auxiliar no entendimento desses depósitos em relação ao seu 
paleotransporte, possíveis áreas fonte e sua paleogeografia durante a GNP. 
Outra questão que ainda está pendente e será realizada de acordo com a necessidade do 
estudo é a confecção de lâminas petrográficas para a verificação da relação areia/lama em diamictitos 
maciços. Tem-se interesse nesse aspecto devido a não conseguir-se observar com clareza essa 
relação em escala de amostra de mão e compreendê-la pode-nos auxiliar na análise destas fácies. 
 
Agradecimentos 
Agradecimentos a Petrobras, que por meio do Termo de Cooperação 2016/00284-7 concede bolsa de 
estudos e apoio financeiro para os trabalhos de campo dando subsídio a elaboração desse trabalho. 
Agradeço também ao Laboratório de Análise de Bacias (LABAP) e ao Programa de Pós-Graduação em 
Geologia (UFPR) pela estrutura cedida. 
 
Referências 
Aquino C.D., Buso V.V., Faccini U.F., Milana J.P., Paim P.S.G. 2016. Facies and depositional architecture accord-
ing to a jet efflux model of a late Paleozoic tidewater grounding-line system from the Itararé Group (Paraná Basin), 
southern Brazil. Journal of South American Earth Sciences, 67:180-200. 
 
Batchelor C.L., Dowdeswell J.A. 2015. Ice-sheet grounding zone wedges (GZWs) on high latitude continental mar-
gins. Marine Geology, 363: 65-92. 
 
Crowell J.C., Frakes L.A. 1975. The Late Paleozoic Glaciation. In: Gondwana Symposium. v.3. 
 
Fallgater C., Paim P.S.G. 2019. On the origin of the Itararé Group basal nonconformity and its implications for the 
Late Paleozoic glaciation in the Paraná Basin, Brazil. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeocology. 531. 
 
França A.B., Potter P.E. 1988. Estratigrafia, ambiente deposicional e análise de reservatório do Grupo Itararé 
(Permocarbonífero), Bacia do Paraná (parte 1). Boletim de Geociências da Petrobrás. 02: 147-191. 
 
Isbell J.L., Henry L.C., Gulbranson E.L., Limarino C.O., Fraiser M.L., Koch Z.J., Ciccioli P.L., Dineen A.A. 2012. 
Glacial paradoxes during the late Paleozoic ice age: Evaluating the equilibrium line altitude as a control on glacia-
tion. Gondwana Research. 22: 1-19. 
 
Puigdomenech C.G., Carvalho B., Paim P.S.G., Faccini U.B. 2014.Lowstand Turbidites and Delta Systems of the 
Itararé Group in the Vidal Ramos region (SC), southern Brazil. Brazilian Journal of Geology. 44(5): 529-544. 
 
Rodrigues M.C.N.L., Trzaskos B., Alsop G.I., Vesely F.F. 2020. Making a homogenite: An outcrop perspective into 
the evolution of deformation within mass-transport deposits. Marine and Petroleum Geology. 112. 
 
Schemiko D.C.B., Vesely F.F., Rodrigues M.C.N.L. 2019. Deepwater to fluvio-deltaic stratigraphic evolution of a 
deglaciated depocenter: The early Permian Rio do Sul and Rio Bonito formations, southern Brazil. Journal of South 
American Earth Sciences. 95. 
 
Schneider R.L., Muhlmann H., Tommasi E., Medeiros R.A., Daemon R.A., Nogueira A.A. 1974. Revisão estratigrá-
fica da Bacia do Paraná. In: 28º Congresso Brasileiro de Geologia. Anais, v. 1, p. 41-65. 
 
Vesely F.F., Assine M. L 2006. Deglaciation sequences in the permo-Carboniferous Itararé Group, Paraná basin, 
Southern Brazil. Journal fo South American Earth Sciences. 22(3-4):156-168. 
 
Vesely F.F., Trzaskos B., Kipper F., Assine M.L., Souza P.A. 2015. Sedimentary record of a fluctuating ice margin 
from the Pennsylvanian of western Gondwana: Paraná Basin, southern Brazil. Sedimentary Geology. 326: 45-63. 
 
Dados Acadêmicos 
Modalidade: Mestrado - Qualificação. Data do Exame de Qualificação: junho/2020. 
Título Original do Projeto de Pesquisa: Arquitetura de depósitos de transporte em massa do Grupo Itararé 
(Paleozoico superior da Bacia do Paraná) em Presidente Getúlio (SC). 
Data de Ingresso na Pós-Graduação: abril/2019; Área de Concentração: Geologia Exporatória; Linha de Pesquisa: 
Análise de Bacias. Possui Bolsa: Petrobras (Processo: 2016/00284-7). 
 
 
Understanding the Processes of Carbonate and Silica Precipitation in the 
Post-magmatic History of Laguna Timone, Pali Aike Volcanic Field, 
Magallanes Region, Chile. 
 
Carolina Henríquez Valenzuela 
 chenriquezv6@gmail.com 
Supervisor: Anelize Bahniuk Rumbelsperger. Department of Geology, Universidade Federal do ParanáCo-advisor: Mauricio Calderón Nettle. Department of Geology, Universidad Nacional Andrés Bello. 
 
Keywords: organomineral; hydrochemical; experiment. 
 
Introduction 
There are only a few modern environments where primary carbonate precipitates together with silica in a 
volcanic crater under the Earth’s surface. One such environment is in the southern part of South America, 
50 km east of the Andean mountains and north of the Strait of Magallanes (region of Magallanes and the 
Chilean Antarctic), a quaternary volcano-tectonic complex dominates Pali Aike Volcanic Field (PAVF) 
(figure 1). A variety of volcanic-related morphologies such as spatter and slag cones, tuff rings, lava flows, 
and maars are distinguishable. The study area is Laguna Timone, a maar. This area is characterized by 
abundant carbonate precipitation under extreme environmental and climatic conditions that include: semi-
arid humid and cold climates, high salinity, high pH (< 9), temperatures close to 0°C, high radiation, strong 
winds, low annual precipitation (approximately 250 mm), microbial activity, and a high concentration of 
silica in the sediment. Because of these exceptional conditions, these systems offer sites of great scientific 
interest for research on microbiological and carbonate-related precipitation that involves the interaction of 
volcano-tectonic processes with glaciers and marine events under extreme climatic conditions. The actions 
involved in the formation of carbonate deposits on the margins of the lagoon and the high silica contents 
in the sediments are not clear. Therefore, we hypothesize that the precipitation of silica and carbonate 
took place due to hydrochemical and environmental variations together with the participation of the 
microbial communities inside a volcanic environment under extreme climatic conditions. Also, we 
performed laboratory experiments in order to determine and understand what potential precipitation 
processes are involved in this system. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figure 1. Location of the area: Laguna Timone (red star) on Pali-Aike Volcanic Field (PAVF). The legend shows the 
three units of the volcanic sequence that constitute the PAVF (Source: adapted from D'Orazio et al., 2000). 
 
Geological setting 
The geodynamic evolution of the Cenozoic in the southernmost area of South America is mainly due to 
the interaction between three tectonic plates: South American, Antarctic, and Scotia. The occurrence of 
Cenozoic mafic magmatism associated with the Pali Aike Volcanic Field (PAVF) is related to the opening 
of an asthenospheric window under South America in response to the subduction of the Chilean Ridge 
(D'Orazio et al., 2000). The complex configuration of plate boundaries near the PAVF (52°) resulted in the 
formation of different tectonic provinces, including the Austral Patagonian rift (Diraison et al., 1997). The 
units consists mainly of volcanic-sedimentary formations from the Jurassic-Miocene era in the Magallanes 
Basin (Diraison et al., 1997), where the units of PAVF were deposited. The Late Miocene PAVF (3.8 to 
0.17 Ma) extends over an area of approximately 4500 km2 between Argentina and Chile. A sequence of 
three volcanic pulses has been proposed that generated different volcanic formations. More than 450 
volcanic centers, mainly monogenetic, were formed, which included tuff rings, slag / spatter cones, and 
maars. The Laguna Timone maar is the result of circular emission centers that reach up to two kilometers 
in diameter and are surrounded by a tuff ring resulting from a phreatomagmatic eruption. The rocks present 
are mainly basalts and alkaline basalts (Mazzarini and D’Orazio 2003) including mantelic xenoliths. In 
addition, Tertiary marine sediments, Miocene molasse sediments, and fluvioglacial deposits from the 
Pliocene and Pleistocene glaciations (Zolitschka et al., 2006) are present. The volcanic field represents 
the contrasting topography of a recently built eruptive area due to glacial and periglacial phenomena, 
geomorphological agents of the fluvial cycle, and wind activity. 
 
State of art: Geomicrobiology vs. mineral precipitation 
The organomineralization process can be intrinsically (microbial metabolisms) or extrinsically driven (e.g., 
degassing, evaporation). Organomineralization can therefore be either an active (biologically- induced) or 
passive (biologically-influenced) process. Mineral deposits resulting from organomineralization are called 
microbialites (Burne and Moore, 1987). Microbialites are defined as organo-sedimentary deposits that 
accrete by the action of benthic microbial communities, which trap and bind detrital sediment and/or form 
the locus of mineral precipitation (Burne and Moore, 1987; Riding, 1991). Microbialites may be composed 
of distinct mineral assemblages, and carbonate is the most common construction component. However, 
microbialites made of silica, or silica and carbonate or phosphate are also found throughout the geologic 
record. In hypersaline environments, the processes of ureolysis and photosynthesis are dominated for the 
precipitation of carbonate by microorganisms. In freshwater and marine environments, cyanobacterial 
photosynthesis is the most common metabolic process for carbonate precipitation, followed by sulfate 
reduction (Xu et al., 2016). Environmental conditions influence the development of the native bacterial 
community while at the same time altering environmental conditions through metabolic activities (Dupraz 
et al., 2004). Nevertheless, the mechanisms of microbial silicification are poorly understood, and it is 
unknown if that mineralization correspond to the cooling and evaporation of supersaturated waters, or to 
biogenically-mediated heterogeneous nucleation of amorphous silica on microbial surfaces (Yee et al, 
2003). Several experimental studies conducted under laboratory conditions have attempted to elucidate 
these processes. Therefore, simple laboratory experiments form a basis for understanding precipitation 
patterns. For this reason, it is necessary to make a comparison between the laboratory and the field. 
 
Material and methods 
For this study we field sampled rock, water, and microbial mat collected around the lagoon. Parameters of 
interest, such as temperature, pH, and electric conductivity (EC) through a multiparameter probe were 
measured during the field mission. The water chemistry was analyzed at Laboratório de Pesquisas 
Hidrogeológicas (LPH), housed at UFPR. To determine the presence of bacteria or cyanobacteria 
a fluorescence microscope was used since minerals and microorganisms in microbial mats show 
fluorescence when exposed to ultraviolet radiation (UV). These analyses were carried out at Laboratorio 
de Bionanotecnología y Microbiología, housed at Universidad Nacional Andrés Bello (UNAB), Chile. The 
morphological and elemental analyses of microbial mats and minerals were obtained using a JEOL model 
6010LA scanning electron microscope (microbial mats were introduced in the high-vacuum chamber 
before observation) at Laboratório de Análise de Minerais e Rochas (LAMIR), housed at UFPR. To identify 
if microorganisms participate in the precipitation processes, the bacteria were isolated and 
microbiologically-induced carbonate and silica precipitation experiments were performed. In this study, 
cultivation media were developed so that bacteria capable of precipitating carbonates and silica could 
grow. The medium corresponds to the R2A media, consisting of 0.5 g of yeast extract, 0.5 g of Casamino 
acids, 0.5 g of Peptone, 0.5 g of glucose, 0.3 g of pyruvic acid, 0.3 g of K2HPO4, and 0.05 g of MgSO4*7H2O 
(Reasoner and Geldreich, 1985); 2.5 g calcium chloride, and 2 g sodium silicate were added respectively. 
All these concentrations were in 1 liter of distilled water. These experiments were carried out in the 
Laboratorio de Bionanotecnología y Microbiología housed at UNAB. Mineral and elemental mass of rocks 
and sedimentsamples were analyzed by an analytical technique known as automated mineralogical 
mapping by a TESCAN-TIMA instrument. Image analysis was performed simultaneously with SEM 
backscatter electron images combined with X-ray fluorescence. The operation is automated and it has a 
robust database that transforms EDS chemical data to mineralogy. The equipment is housed in Chile at 
Soluciones en microscopía y Mineralogía Aplicada (SEMMA). Also, Transmission Electron 
Microscopy (TEM) was performed to identify the clay minerals, analyzed at Instituto Andaluz de Ciencias 
de la Tierra (CSIC-UGR), Granada. 
 
Results 
The lagoon water is cloudy, dirty and gray in color. Physico-chemical parameters show the pH range 
(ca.10), the electrical conductivity (111.000 uS/cm), and dissolved solids (110.567 ppm). The temperature 
of the lagoon is close to 0°C reaching a maximum of 15°C in the summer. Where Extracellular Polymeric 
Substances (EPS) exist, the pH is close to 8, the temperature is slightly higher, and there are bubbles. 
The water chemistry shows Ca2+ (9 mg/L), Mg2+ (3 mg/l), and carbonate (29.997, 43 mg/l). Comparing 
chloride (41.000 mg/l) ion average results with different types of water, the concentrations are very high, 
even exceeding the average content in seawater. Sodium (29.076 mg/l), K (2.560 mg/L), nitrate (358, 15 
mg/l), sulfate (140 mg/l) and phosphates (110 mg/l) follow. An analysis of the Piper diagram shows a 
strong tendency towards sodium chloride type. 
 
Microbial mat samples under the fluorescence microscope show filamentous microorganisms, exhibiting 
a microscopic morphology characteristic of cyanobacteria and typical red autofluorescence indicative of 
photosynthetic pigments that reveal chlorophyll and phycobilin protein (figure 2B). Furthermore, diatoms 
(figure 2A) between communities of photosynthesizing organisms were identified. Mineral structures 
(possibly calcite) on filamentous structures were observed (figure 2C) emitting blue fluorescence colors 
(Yokoo et al., 2015). 
Figure 2. A: Filamentous (F) microorganisms and diatoms (D). B: Morphology characteristic of cyanobacteria and 
red autoflorescence. C: Mineral (M) structures. 
 
SEM images show an abundant presence of diatoms, cyanobacterial filaments and bacteria. Different 
types of filaments forming ramifications (figure 3A) were observed. The oval bacteria correspond to the 
coccoid bacterium type (figure 3B). Four main types of diatoms were identified, the majority are partially 
dissolved (figure 3C) or valves are broken, and only some are well preserved. SEM images show reactive 
edges between diatoms in dissolution and a thin layer without defined morphology (possibly clay). One of 
the most important factors controlling the rate of dissolution of the diatom is the pH of the lake water (Lewin, 
1961). The pH of lake water above 9 causes the dissolution rate to increase exponentially. 
 
Regarding the experiment for isolation of bacteria and microbiologically induced carbonate and silica 
precipitation, isolated colonies were evaluated every 48 hours with light microscopy (optical microscope: 
Leitz-Biomed). The observation through light microscopy showed that the bacterial isolates are capable of 
forming crystalline CaCO3 in R2A medium agar plates with calcium chloride at 28°C. Precipitation started 
slowly after 15 days of inoculation with very small crystals and oval shapes difficult to distinguish 
macroscopically. The CaCO3 precipitation occurred within the bacterial colony and not directly in the 
culture medium. On the other hand, in the SiO2 medium, there was no evidence of precipitation; 
nevertheless, bacterial colonies were observed. 
 
Transmission electron microscopy (TEM) analysis showed magnesium-rich clays in the sediments. The 
images show irregular morphologies like "cotton" associated with clays. Elongated crystals composed of 
Ca and O associated to Calcite were identified (figure 3E). Clay coatings on diatom structures (figure 3F) 
were observed. According to the spacing (periodicity of 10 Å and 21.7–23 Å), illite and illite/smectite mixed-
layer minerals were identified (figure 3D). 
Figure 3. Scanning electron microscope images (A-C) of the EPS. (A) The EPS contains abundant filamentous 
cyanobacteria and (B) coccoid bacteria and (C) partially dissolved diatoms. Transmission electron microscope 
images (D-F) of the sediment. (D) Thin packets of mixed-layer with spacings corresponding to the sum of illite- and 
smectite-like layer spacings (21–22 Å periodicity). (E) “Cotton like” clays associated with Mg-clay and elongated 
crystal of calcite. (F) Clay coatings on diatom structures. 
 
TESCAN analysis showed chemical composition (%) of the following elements: O, Si, Ca2+, Mg2+, Fe, Al3+, 
K+, Ti, C, Na+, F-, V, Mn, S, Cl, P, Cu, H, B, and REE. The lithological characteristics of the parental area 
is critical to justify the inputs of these elements in the sediment, mainly Mg2+ and Fe, related to basic 
magmatic rocks such as basalts and harzburgites that predominate in this area. The Mg source is directly 
related to minerals rich in Mg such as pyroxene, amphibole, and olivine derived from weathering. 
Regarding Si, glacio-fluvial deposits, clays, and the dissolution of diatoms may be possible sources. About 
the reworked thrombolite samples, results reveal that mass percentage close to 100% is calcite, while 
anorthoclase, quartz, fluoropargasite, ankerite, muscovite, labradorite and biotite are accessory minerals, 
probably as particles carried by the wind. 
 
Discussions and Conclusions 
From the results obtained in this work, it is possible to establish the effects of microbial activity in 
precipitation processes at Laguna Timone. The experiment of crystal precipitation from microbiologically 
induced calcium carbonate precipitation is the support for this hypothesis. The CaCO3 precipitation 
occurred within the bacterial colony and not directly in the culture medium. Therefore, for CaCO3 
precipitation the presence of crystallization nuclei is not sufficient and the role of microbial metabolism is 
necessary. On the other hand, no silica precipitation could be attained in any of the experiments. This is 
perhaps related to the slow kinetics in the crystal growth process and the number of isolated colonies or 
absence of biological activity. The results obtained from the TEM reveal the presence of clays, mainly Mg-
rich, suggesting that one of the sources of silica comes from the clays. The “cotton” morphology is 
associated with authigenic processes and is common in smectites that are associated with reactive 
surfaces (Tosca, 2015; Tosca and Wright, 2015), for which it would be interesting to determine if the 
biological activity is related in its formation. SEM and TEM images show partially dissolved diatoms and 
clay coatings on diatom structures. This may suggest that reactive Si present as coatings is provided by 
dissolving diatom fragments. The dissolution is supported by the alkaline pH of the lagoon; consequently, 
this could suggest that diatoms are important in controlling Si distribution in lagoon sediment. The strong 
hydrosphere-troprosphere interaction is a potential controller of this system. The formation of dissection 
cracks may have been produced by the strong winds in the clay zone helping windblown water to circulate 
through porosity, the latter related to mineral precipitation and dissolution of diatoms due to the alkalinity 
of the water. Besides this, the amount of foam in the margin associated with winds generated on the edge 
a “zoning” effect associated with salt and carbonate. In these soils of semi-arid and arid regions where 
natural wind erosion occurs, the agglomeration of grains in stable aggregates of water is promoted mainly 
by organic matter and clay (Baver, et al. 1972), and very high sodium content causes flocculation of 
colloidal material and clays. This is important because bacterial gel rich in elements like claysgives rise 
to labile minerals, identified only in sediments in contact with water, where biological and chemical 
conditions determine mineral precipitation like calcite (Burne et al. 2014). The lagoons of this region are 
important for examining in detail the genesis of precipitates from a hydro-sedimentological and climatic 
perspective. 
 
Future steps 
The next steps will include carbonate microscopic petrography, X-ray microtomography, 16S rRNA Gene 
Sequencing for bacterial Identification, analyze DRX data, and continuation of the laboratory experiments. 
In addition, clumped isotopes and isotopes 87Sr / 86Sr, 14C analysis is being planned. Additionally, we will 
compile all the data obtained thus far and prepare a manuscript for Sedimentary Geology or Geobiology 
or Quaternary Research. 
 
Acknowledgements 
The author would like to thank Project Diagenesis (ANP 20129-3), financed by Shell and LAMIR for the 
scholarship funds and support for this research. Also, thank the postgraduate program in Geology at UFPR 
for the opportunity to complete a postgraduate degree in this institution and Universidad Nacional Andrés 
Bello for analytical support. 
References 
Baver, L.D., Gardner, W.H., Gardner, W.R. (1972). Soil Physics. John Wiley, New York: 4. 
Burne, R. V., Moore, L. S., Christy, A. G., Troitzsch, U., King P. L., Carnerup, A. M., Hamilton, P. J. 2014. Stevensite 
in the modern thrombolites of Lake Clifton, Western Australia: A missing link in microbialite mineralization?, 
Geology, 42:575-578. 
Burne, R.V., Moore, L.S.1987. Microbialites: organosedimentary deposits of benthic microbial communities. Palaios, 
2: 241–254. 
Diraison, M., Coppold, P., Gapais, D., Rossello, E. 1997. Magellan Strait: part of a Neogene rift system. Geology, 
25: 703–706. 
D'Orazio, M., Agostini, S., Mazzarini, F., Innocenti, F., Manetti, P., Haller, M., Lahsen, A. 2000. The Pali Aike Volcanic 
Field, Patagonia: slab-window magmatism near the tip of South America. Tectonophysics, 321: 407-427. 
Dupraz, C., Visscher, P.T., Baumgartner, L.K., Reid, R.P.2004. Microbe–mineral interactions: early carbonate pre-
cipitation in a hypersaline lake (Eleuthera Island, Bahamas). Sedimentology, 51: 745–765. 
Lewin, J. C. 1961. The dissolution of silica from diatom walls. Geochimica et Cosmochimica Acta, 21: 182–198. 
Mazzarini, F., D’Orazio. 2003. Spatial distribution of cones and satellite-detected lineaments in the Pali Aike Volcanic 
Field (southernmost Patagonia): insights into tectonic setting of a Neogene rift system. J. of Volcanol. Geotherm. 
Res. 125: 291 – 305. 
Reasoner, D., Geldreich, E.1985. A new medium for the enumeration and subculture of bacteria from potable water. 
Applied and Enviromental Microbiology, 49: 1-7. 
Riding, R.1991. Classification of microbial carbonates. In: Riding, R. (Ed.), Calcareous Algae and Stromatolites. 
Springer-Verlag, New York, 21–5. 
Tosca, N. J. 2015. Geochemical pathways to Mg-clay formation. In: Pozo M. & Galán E. (eds) Magnesian Clays: 
Characterization, Origins and Applications. AIPEA (Association Internationale pour l’Etude des Argiles), 2: 283-
329. 
Tosca, N. J., Wright, V. P. 2015. Diagenetic pathways linked to labile Mg-clays in lacustrine carbonate reservoirs: a 
model for the origin of secondary porosity in the Cretaceous pre-salt Barra Velha Formation, offshore Brazil.The 
Geological Society of London, 14. 
Xu, G., Li, D., Jiao, B., Li, D., Yin, Y., Lun, L., Zhao, Z., Li., S. 2016.Biomineralization of a calcifying ureolytic bacterium 
Microbacterium sp.GM-1. Journal of Biotechnology, 25: 21-27. 
Yee, N., Phoenix, V.R., Konhauser, K.O., Benning, L.G., Ferris, F.G. 2003.The effect of cyanobacteria on silica pre-
cipitation at neutral pH: implications for bacterial silicification in geothermal hot springs. Chemical Geology, 199: 
83-90. 
Yokoo R., Hood R.D., Savage, D.F. 2015. Live‐cell imaging of cyanobacteria. Photosynth Res, 126: 33– 46. 
Zolitschka, B., Schäbitz, F., Lücke, A., Clifton, G., Corbella, H., Ercolano, B., Haberzettl, T., Maidana, N., Mayr, C., 
Ohlendorf, C., Oliva, G., Paez, M.M., Schleser, G.H., Soto, J., Tiberi, P., Wille, M. 2006. Crater lakes of the Pali 
Aike Volcanic Field as key sites of paleoclimatic and paleoecological reconstructions in southern Patagonia, Ar-
gentina. J. South Am. Earth Sci., 21:294–309. 
 
Dados Acadêmicos 
Modalidade: Mestrado; Data Exame Qualificação: 07/2020; Título Original do Projeto de Pesquisa: Entendimento 
dos processos de precipitação de carbonato e silica na história pós-magmática de Laguna Timone, Campo Vulcânico 
Pali Aike, Região de Magallanes; Data de Ingresso: 04/2019; Área de concentração: Geologia exploratória; Linha 
de Pesquisa: Análise de Bacias Sedimentares; Bolsa: Projeto Diagenesis (SHELL/FUNPAR/LAMIR). 
 
 
Integração de dados geofísicos e de sensoriamento remoto para 
caracterização das Bacias de Carnaubinha e São Julião, Piauí 
Claudia Estefani Rodrigues Saraiva 
claudiaestefani10@hotmail.com 
Orientador: Maximilian Fries (Programa de Pós-Graduação em Geologia/Universidade Federal do Paraná e 
Laboratório de Geofísica Aplicada/Universidade Federal do Pampa) 
 
Palavras-Chave: Métodos Potenciais, Bacias de Transição, Arcabouço Estrutural. 
 
Introdução 
Ao longo dos anos é notório o crescimento contínuo de estudos em bacias sedimentares, sejam 
estas onshore ou offshore, visto que apresentam condições favoráveis no que concerne à concentração 
de recursos naturais, tais como petróleo, gás natural, água subterrânea e depósitos minerais. A 
intensificação dos estudos e o aumento da qualidade dos dados contribuem diretamente para a 
compreensão dos processos de formação, bem como para o sucesso exploratório. 
As bacias sedimentares ocorrem em todos os continentes e estão associadas a diversas épocas 
geológicas, existindo desde os primórdios da evolução da Terra (Martins Neto, 2006), cujos seus 
processos de formação podem ser associados a diversos eventos geológicos. 
Na Província Borborema (PB), nordeste do Brasil, existe um conjunto de bacias formadas na 
transição Proterozoico-Fanerozoico, com uma relação temporal com o final da Orogenia Brasiliana. 
Referem-se, de forma geral, às sequências clásticas imaturas, compostas, essencialmente, por 
conglomerados, arenitos e folhelhos de ambiente continental, que podem estar associados ou não com 
magmatismo bimodal (Parente et al., 2004). Entre estas bacias cita-se Jaibaras, Cococi e Iara, no estado 
do Ceará, Carnaubinha e São Julião (também conhecida como Catolé), no estado do Piauí. 
Tais bacias, dentre outras localizadas ao longo da PB, caracterizam-se por apresentar, no geral, 
um forte controle estrutural, situando-se próximas às zonas de cisalhamento, uma intensa alteração 
hidrotermal, bem como a presença de sulfetos disseminados. Estes fatores motivaram vários autores a 
classificarem tais mineralizações como semelhantes aos depósitos de classe mundial de Cu-Au-Óxido de 
Ferro (IOCG – Iron Oxide Copper Gold) (Machado, 2006; Saraiva e Rodrigues, 2018; Medeiros e Paula, 
2019, dentre outros). 
No entanto, apesar das perspectivas preliminarmente estabelecidas, com exceção de Jaibaras e 
Cococi (Pedrosa Junior, 2015; Santos Filho et al.,2015), ainda não foram executados trabalhos de 
imageamento nessas bacias, nem furos de sondagens, impossibilitando conhecer a estruturação interna 
do pacote sedimentar e de seu arcabouço tectônico, por exemplo. Os estudos realizados nessas regiões 
estão relacionados apenas ao mapeamento geológico, à caracterização das alterações hidrotermais e 
das tipologias de minério, além de caráter geoquímico. 
Neste contexto, a aplicação de métodos geofísicos, em especial, os denominados de campo 
potencial (magnetometria e gravimetria), têm sido bastante utilizados em pesquisas em bacias 
sedimentares, tornando-se uma ferramenta fundamental para a caracterização estrutural, definição da 
arquitetura interna, bem como a geração de modelos que contribuem para a compreensão doprocesso 
evolutivo. 
Tendo em vista o potencial econômico para a ocorrência de minerais de minério, associado com 
a inexistência de informações de subsuperfície, as bacias de Carnaubinha e São Julião, com áreas de 17 
e 39 km², respectivamente, foram selecionadas para um estudo de semidetalhe, visando a caracterização 
da arquitetura do arcabouço geológico-estrutural. Ademais, tais informações podem auxiliar em estudos 
posteriores, independente da finalidade (evolução ou prospecção, por exemplo). As áreas de estudo 
propostas neste projeto localizam-se na porção nordeste do Brasil, contemplando o estado do Piauí, entre 
os municípios de Pio IX e São Julião (Figura 1). 
Desse modo, o objetivo principal deste trabalho é contribuir para o conhecimento da geologia de 
subsuperfície das Bacias de Carnaubinha e São Julião. Nesta ótica, para alcançar o objetivo supracitado, 
torna-se necessário o cumprimento dos seguintes objetivos específicos: a) definir a estruturação interna 
e adjacente das bacias, obtendo as espessuras e descontinuidades dos pacotes sedimentares, e de seus 
arcabouços estruturais; b) caracterizar e mapear estruturas internas nas rochas dos embasamentos das 
 
bacias, assim como suas direções principais e subordinadas; e c) estimar espessura crustal e limite 
crosta/manto (Moho) e correlação com a geometria das bacias. 
Em termos geotectônicos, a área encontra-se inserida na Província Borborema (PB), porção 
nordeste da plataforma Sul-Americana (Almeida et al., 1981), mais especificamente do Domínio Rio 
Grande do Norte (DRN) de Brito Neves (2000). A PB é integrante do extenso sistema orogênico 
Brasiliano/Pan-Africano, resultado da colisão entre os crátons São Luís/Oeste África e São 
Francisco/Congo, esta colisão, ocorrida há cerca de 600 Ma, foi responsável pela amalgamação final do 
continente West Gondwana. 
As áreas de estudo localizam-se no extremo oeste da Faixa Orós, no Sistema Orós-Jaguaribe, 
que é representado, de maneira simplificada, por sequências metavulcano-sedimentares associadas a 
ortognaisses geralmente porfiríticos, separados por um embasamento que pode ser dividido em dois 
blocos, o Jaguaretama e o São Nicolau (Mendonça e Braga, 1987; Parente e Arthaud, 1995). 
Localmente, as bacias de Carnaubinha e São Julião são constituídas por sequências sedimentares 
imaturas (representas por conglomerados, arenitos, folhelhos e siltitos), pelo grupo Orós, Complexo São 
Nicolau e por corpos graníticos (Saraiva e Rodrigues, 2018; Medeiros e Paula, 2019). Tais unidades 
encontram-se parcialmente recobertas por rochas sedimentares da bacia paleozoica do Parnaíba, Grupo 
Serra Grande (Figura 1). 
 
Figura 1 – Localização das áreas de estudo no estado do Piauí com informações litológicas regionais, contexto 
estrutural e acesso (A) e dados litológicos locais das Bacias de Carnaubinha (B) e São Julião (C). Base de dados: 
Gomes et al., (2000); Saraiva e Rodrigues (2018); Medeiros e Paula (2019). 
 
Estado da Arte 
Os métodos potenciais são amplamente utilizados para o reconhecimento da geologia de 
subsuperfície em bacias sedimentares, possibilitando mapear seus limites, o relevo do seu embasamento, 
feições estruturais e heterogeneidades entre os pacotes sedimentares (Castro, 2005; Kearey et al.,2009 
Reynolds, 2011; Pedrosa Junior, 2015; Santos Filho et al.,2015). 
A Gravimetria é um método geofísico utilizado para determinar as variações do campo 
gravitacional terrestre, tendo como base a distribuição de densidades no interior do planeta (Telford et 
al.1990; Luiz e Silva, 1995), através do qual as medidas são realizadas por meio de um equipamento 
altamente sensível denominado de gravímetro. É sabido que a gravidade ao longo da superfície da Terra 
varia em função da sua forma, massa e rotação, sendo maior nos polos que no equador (Reynolds, 2011). 
 
Tal efeito resulta em uma variação com a latitude, a qual é definida com base na superfície do esferoide, 
sendo conhecida como gravidade normal ou teórica, obtida mediante a Fórmula Internacional de 
Gravidade (IGRF) (Dentith e Mudge, 2014). No entanto, para o cálculo das anomalias gravimétricas 
utiliza-se, geralmente, o geóide como nível de referência, ou seja, o nível médio dos mares. 
Sabe-se que a crosta terrestre não é homogênea, mas sim constituída por diferentes tipos de 
rochas (ígneas, sedimentares e metamórficas) que, por conta de diferenças de porosidade e composição 
mineralógica, apresentam densidades distintas. Distribuições de massas dos materiais em subsuperfície 
provocam distorções no campo gravitacional normal da terra, que podem ser medidas por meio da atração 
que o material em subsuperfície exerce sobre uma massa prova localizada no instrumento (gravímetro), 
o qual registra essa atração em termos de aceleração da gravidade. Após a aquisição dos dados brutos, 
antes de realizar as interpretações, os dados gravimétricos precisam ser corrigidos (ou compensados), 
visto que diversos fatores, além da diferença de densidade das rochas em subsuperfície e a latitude, 
podem causar variações na gravidade observada (Reynolds, 2011; Dentith e Mudge, 2014). 
Empiricamente, essas variações podem ser temporais (drift instrumental e efeito das marés) e espaciais 
(latitude, elevação, excesso de massa e topografia). 
A deriva instrumental (drift) refere-se às variações da aceleração da gravidade provocadas pela 
fadiga do equipamento, que pode ser causada pelo tempo de uso ou mudança de temperatura. Já o efeito 
das marés corresponde à atração gravitacional provocada pela lua e pelo sol, ocasionando uma pequena 
distorção na forma da terra. Tais variações podem ser corrigidas a partir da realização de repetidas 
leituras em uma estação base, onde, ao gravar o tempo de cada leitura e a taxa de desvio da aceleração 
da gravidade, esses efeitos podem ser removidos. Devido ao fato da gravidade normal aumentar ao longo 
dos meridianos quando se afasta do equador, realiza-se a correção de latitude, assim, valores obtidos 
em latitudes diferentes não podem ser comparados sem ser corrigidos. Para compensar os efeitos da 
diferença de altitude entre a estação de leitura e o nível de referência utilizado, realiza-se a correção de 
elevação (free-air), no entanto, é importante citar que esta não considera a massa existente entre estas, 
para isso, utiliza-se a correção Bouguer. Ao realizar a correção Bouguer, é assumido que a topografia 
existente entre estação de observação e o nível de referência é um platô uniforme, contudo em regiões 
onde ocorre elevadas diferenças topográficas, ela não leva em consideração a massa existente, por 
exemplo, acima da estação. Para suprir tal limitação, a correção de terreno é utilizada em conjunto (Luiz 
e Silva, 1995; Reynolds, 2011; Dentith e Mudge, 2014). 
Considerando uma Terra totalmente homogênea, após as correções supracitadas, os valores da 
gravidade deveriam ser constantes, todavia, isto não acontece. As distorções nos valores normais são 
denominadas anomalias e refletem variações laterais dos materiais, que podem ser provocadas por 
depósitos minerais, intrusões e estruturas geológicas, por exemplo (Luiz e Silva, 1995). 
Juntamente com a gravimetria, a magnetometria encontra-se inserida no grupo dos métodos de 
campo natural ou potenciais. Nesta, o objetivo é investigar a geologia tendo como base as variações no 
campo magnético da Terra, denominadas de campo magnético induzido. Estas variações podem ser 
provocadas por rochas que contenham significante quantidade de minerais magnéticos em seu arcabouço 
(Kearey et al.,2009). Para avaliar as propriedades magnéticas de um material é necessário quantificar a 
sua susceptibilidade magnética. Esta propriedade depende, principalmente, da quantidade, tamanho e 
distribuição dos minerais magnéticos (como a magnetita, pirrotita e a ilmenita) existentes em uma rocha, 
os quais, no geral, ocorrem dispersos em uma matriz de minerais paramagnéticos e diamagnéticos, 
representada pelos silicatos. A magnetizaçãoexistente nas rochas pode ser de dois tipos: induzida, 
provocada pelo campo da atual da Terra, e residual, adquirida ao longo da história geológica da rocha 
(Luiz e Silva, 1995). Em estudos de prospecção, os valores medidos referem-se ao resultado da soma 
vetorial das duas magnetizações. O método magnético, além de identificar corpos de minérios, auxilia na 
determinação de contatos geológicos, de estruturas geológicas (falhas e dobras) e intrusões de maciços 
básicos. 
O uso de imagens orbitais em estudos exploratórios constitui na última década uma importante 
ferramenta de caráter regional. Auxiliam no entendimento da evolução do relevo e seus controles 
estruturais, sendo uma ferramenta importante na identificação de anisotropias do embasamento (Leandro, 
et al., 2011). De forma simples, o sensoriamento remoto consiste em um conjunto de atividades que 
permitem a obtenção de imagens da superfície terrestre, sem contato direto com ela, por meio das 
respostas obtidas através das interações da radiação eletromagnética com os objetos terrestres 
(Meneses e Almeida, 2012). 
Os materiais naturais, como vegetação e solo, refletem diferentes proporções de energia ao longo 
do espectro eletromagnético, as quais podem ser plotadas em comprimentos de onda específicos, 
gerando uma curva espectral (assinatura espectral), possibilitando o reconhecimento e distinção dos 
diferentes objetos terrestres (Jensen, 2009). Além disto, baseando-se na morfologia do terreno (como 
 
cristas e vales), que pode ser obtida por meio de imagens de relevo, é possível extrair feições lineares 
(lineamentos) em diferentes escalas de observação. 
 
Material e Métodos 
Para o desenvolvimento do projeto, foram definidas algumas etapas, as quais são esquematizadas 
no fluxograma da Figura 2, e descritas de forma detalhada a seguir: Etapa 1 - levantamento bibliográfico 
sobre o contexto geológico, estrutural, tectônico, bem como referencial teórico das metodologias que 
serão utilizadas; Etapa 2 - aquisição da base de dados existentes das áreas de estudo, a exemplo: i) 
dados aerogeofísicos levantadas pela LASA Engenharia S/A conveniada ao Serviço Geológico do Brasil 
– CPRM, do Projeto Centro – Sudeste do Ceará (2010), código 1101; ii) imagens de satélite ALOS 
PALSAR, obtidos no Alaska Satellite Facility (Earth Data – NASA), e Sentinel 2, obtidas no site 
Copernicus; e iii) dados geológicos oriundos de mapeamentos pretéritos; Etapa 3 - definição de malha de 
pontos (espaçamento/localização) para a aquisição geofísica terrestre, logística, e implantação de base 
gravimétrica e georreferenciamento (GPS); Etapa 4 - processamento bruto dos dados gravimétricos 
terrestres (redução dos dados para obtenção das anomalias Bouguer e free-air) e geração dos mapas 
geofísicos preliminares; Etapa 5 - Processamento avançado (filtros e técnicas de realce) dos dados 
geofísicos, integração e análise para a realização de interpretações; por fim, na Etapa 6, os diferentes 
resultados e produtos obtidos serão compilados para análise e interpretação conclusivas e elaboração 
das conclusões finais. 
 
Figura 2 - Fluxograma das etapas que serão utilizadas no projeto. 
 
Viabilidade do projeto 
Esta proposta conta com o suporte da Universidade Federal do Pampa (UNIPAMPA), por meio do 
Laboratório de Geofísica Aplicada (LGA), para o fornecimento de equipamentos e softwares para análise 
e processamento, e da Universidade Federal do Ceará (UFC), que auxiliará no apoio logístico e execução 
das atividades de campo, bem como na disponibilização de laboratórios/departamentos. 
 
Resultados 
A partir do projeto em questão pretende-se alcançar os seguintes resultados: 
i) Definir a espessura dos pacotes sedimentares das Bacias de Carnaubinha e São Julião; 
ii) Estabelecer o limite crosta/manto superior (Moho) e prováveis cicatrizes (estruturas) 
profundas; 
iii) Compreender a distribuição espacial das unidades geológicas que formam o substrato 
estrutural das bacias, bem como demarcar os principais lineamentos estruturais da região; 
iv) Fornecer novas informações que possam ser utilizadas para o avanço do conhecimento do 
potencial metalogenético das bacias. 
 
Cronograma 
As atividades propostas serão executadas conforme detalhado na Tabela 1. 
 
 
 Tabela 1 – Cronograma do projeto. 
 
 
Agradecimentos 
Agradeço à Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES) pelo auxílio 
financeiro por meio da bolsa de mestrado CAPES/DS (Processo n. 88887.502757/2020-00), e ao 
Programa de Pós-graduação em Geologia da Universidade Federal do Paraná (UFPR). 
 
Referências 
Almeida F.F.M., Hasui Y., Brito Neves B.B., Fuck R.A. 1981. Brazilian structural provinces: an introduction. Earth Science 
Reviews, 17(1-2):1-29.https://doi.org/10.1016/0012-8252(81)90003-9 
Brito Neves B.B., Santos E.J., Van Schmus W.R. 2000. Tectonic History of the Borborema Province, Northeastern Brazil. 
In: Cordani U.G., Milani E.J., Tomaz Filho A., Campos D.A. (eds.), Tectonic Evolution of South America. 31st International 
Geological Congress. Rio de Janeiro, p. 151-182. 
Castro D. L. 2005. Modelagem gravimétrica 3-D de corpos graníticos e bacias sedimentares com embasamento estrutural 
de densidade variável. Revista Brasileira de Geofísica,23(3):295-308. https://doi.org/10.1590/S0102-261X2005000300008 
Dentith M., Mudge S. 2014. Geophysics for the Mineral Exploration Geoscientist. Cambridge University Press, United 
Kingdom, 516 p. ISBN 978-0-521-80951-1 
Gomes J. R. C., Vasconcelos A. M., Torres P. F. M. 2000. Carta Geológica da Folha Jaguaribe SW (SB.24-Y), escala 
1:500.000. Programa Levantamentos Geológicos Básicos do Brasil - PLGB, Ministério de Minas e Energia, Secretaria de 
Minas e Metalurgia, CPRM - Serviço Geológico do Brasil. 
Jensen J.R. 2009. Sensoriamento Remoto do Ambiente: uma perspectiva em recursos terrestres. 2ed. Parêntese, São 
José dos Campos, 598 p. ISBN 978-85-60507-06-1. 
Kearey P., Brooks M., Hill I. 2009. Geofísica de Exploração. Oficina de Textos, São Paulo, 438 p. ISBN 978-858623891-8 
Leandro R., Cury L.F., Pierin A.R.H., Mancini F. 2011. Sensoriamento remoto aplicado a análise estrutural da faixa 
Araguaia – região de Guaraí-TO. In: Anais XV Simpósio Brasileiro de Sensoriamento Remoto. Curitiba, p.3589-3596. 
Machado M. A. 2006. Caracterização descritiva e genética de ocorrências cupro-hematíticas no setor sudoeste do Sistema 
Orós-Jaguaribe Província Borborema. Dissertação de Mestrado, Universidade de Brasília, Brasília, 118 p. 
Martins Neto M. A. 2006. Classificação de Bacias sedimentares: uma revisão comentada. Revista Brasileira de 
Geociências, 36(1):165-179. 
Medeiros J.V.F., Paula, R. N. 2019. Mapeamento geológico da Bacia Catolé-São Julião e suas ocorrências de cobre, 
Piauí-Brasil. Trabalho de Conclusão de Curso, Universidade Federal do Ceará, Fortaleza, 130 p. 
Mendonça J.C.G., Braga A.P.G. 1987. As faixas Vulcano-sedimentares de Orós e Jaguaribe: um greenstone belt. Revista 
Brasileira de Geociências, 17(3):255-241. https://doi.org/10.25249/0375-7536.1987225241 
Meneses P.R, Almeida T. 2012. Introdução ao processamento de imagens de sensoriamento remoto. Universidade de 
Brasília/Cnpq, Brasília, 276 p. 
Parente C.V., Arthaud, M.H. 1995. O sistema Orós-Jaguaribe no Ceará, NE do Brasil. Revista Brasileira de Geociências, 
25(4):297-306. 
Parente C.V., Silva Filho W.F., Almeida A.R. 2004. Bacias do Estágio de Transição do domínio Setentrional da Província 
Borborema. In: Matesso-Neto V., Bartorelli A., Carneiro D.D.R., Brito Neves B.B. (eds.). Geologia do continente Sul 
Americano, Evolução da Obra de Fernando Flávio Marques de Almeida. Editora Beca, São Paulo, p. 525-563 
Pedrosa Junior N.C. 2015. Interpretação e modelagem de dados geofísicos no estudo da evolução geotectônica do rifte 
de Jaibaras – NE do Brasil. Tese de doutorado, Universidade de Brasília, Brasília, 185 p. 
Reynolds J.M. 2011. Na Introduction to applied andenvironmental geophysics. 2ed. John Wiley & Sons, Ltd. United 
Kingdom. 712 p. ISBN 978-0-471-48535-3 
Santos Filho F.F.B., Magini C., Castelo Branco R.M.G. 2015. Interpretação das assinaturas geofísicas relacionadas a 
estrutura da Bacia de Cococi e mineralizações de Barita-SW do CE. Revista de Geologia, 28(2):79-100. 
Saraiva C.E.R., Rodrigues T.F. 2018. Mapeamento geológico e petrografia das ocorrências de cobre da Bacia de 
Carnaubinha, Pio IX-PI. Trabalho de Conclusão de Curso, Universidade Federal do Ceará, Fortaleza, 121 p. 
Telford W.M., Geldart L.P., Sheriff R.E. 1990. Applied Geophysics. 2ed. Cambridge University Press, New York, 792 p. 
ISBN 0-521-32693-1 – ISBN 0-521-3393-3 
Dados Acadêmicos 
Modalidade: Mestrado. Data do Exame de Qualificação: junho/2021. 
Data de Ingresso na Pós-Graduação: abril/2020; Área de Concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: Análise de 
depósitos minerais. Possui Bolsa: Sim. CAPES/DS. 
Atividades 1º Semestre 2º Semestre 3º Semestre 4º Semestre
Levantamento Bibliográfico X X
Organização da Base de dados X X
Etapa de Campo (aquisição terrestre) X X
Processamento de Dados X X X
Qualificação X
Integração e Interpretação X X
Elaboração da dissertação e artigos X X
 
 
Micropaleontologia aplicada a reconstruções paleoambientais do Grupo 
Itararé, Bacia do Paraná, nos estados de Santa Catarina e Paraná 
 
Dhiego Cunha da Silva 
 cs.dhiego@gmail.com 
Orientador(a): Cristina Silveira Vega (Departamento de Geologia/Universidade Federal do Paraná) 
 
Palavras-Chave: Paleozoico-tardio, Foraminifera, Folhelho. 
 
Introdução 
Microfósseis podem fornecer novas informações ou refinamento do conhecimento já existente sobre re-
construções paleoambientais. Quando presentes em rochas formadas sob influência glacial, os dados 
obtidos a partir da análise destes organismos mostram-se excelentes ferramentas para obtenção de in-
formações inéditas, no quesito de reconstruções de paleoambientes e novos métodos de recuperação 
de microfauna. O Paleozoico Superior da Bacia do Paraná abrange depósitos glaciais e pós-glaciais 
representados principalmente pelo Grupo Itararé, o qual tem seu zoneamento bioestratigráfico e recons-
truções paleoambientais sugeridas principalmente pelo conteúdo palinológico e análise de macrofósseis, 
enquanto os microfósseis de parede não orgânica ainda são pouco explorados. 
A Bacia do Paraná registra o último evento de glaciação do Paleozoico do Gondwana (Milani 1997; Milani 
et al. 2007). A sucessão paleozoica superior deste estrato é a mais espessa e inclui unidades estratigrá-
ficas acumuladas em ambientes marinhos a continentais, onde se insere o Grupo Itararé (Castro 1991; 
D’ávila 2009). Sucessivas fases de deglaciação levaram à deposição de um conjunto de estratos com 
mais de 1300m de espessura constituído por depósitos principalmente marinhos do Grupo Itararé (Vesely 
& Assine 2006). Este grupo foi diferenciado por Schneider et al. (1974), em ordem estratigráfica, nas 
formações Campo do Tenente, Mafra e Rio do Sul (Figura 1), correspondentes na concepção de França 
& Potter (1988) às formações Lagoa Azul, Campo Mourão e Taciba. 
 
Geocronologia Litologia 
P
er
m
ia
n
o
 Idade (M.a) Época Andar Sul do Brasil 
290.1 
C
is
u
re
al
ia
n
o
 
Médio Sakmariano 
Formação 
Rio do Sul 293.52 Inferior Asseliano 
G
ru
po
 It
ar
ar
é 
 
298.9 
P
en
ns
yl
va
ni
an
o Superior 
Gzheliano Formação 
Mafra 
 
C
ar
b
o
n
íf
er
o
 
Kasimoviano 
303.7 
Médio Moscoviano Formação Campo 
do Tenente 
 
307.0 
315.2 
Inferior Bashkiriano 
 
323.2 ???? 
330.9 
M
is
si
ss
ip
ia
no
 Superior Serpukhoviano Formação Campo 
do Tenente 
 
346.7 
Médio Viseano 
 
 
 
Inferior Tournaisiano 
 
Figura 1. Tabela estratigráfica do Grupo Itararé. Adaptada de Schneider et al. (1974) e Rosa et al. (2019). 
. 
As porções inferiores do Grupo Itararé (formações Campo do Tenente e Mafra) destacam-se pela pre-
sença de fluxos gravitacionais, como turbiditos e depósitos de transporte em massa, associados à degla-
ciação (Vesely 2006, Carvalho & Vesely 2017; Valdez-Buso et al. 2017; Rosa et al. 2019). Por outro lado, 
 
os últimos eventos deglaciais (Formação Rio do Sul) possuem contínua evolução da deposição dentro 
de uma mesma sequência, seguindo-se com os estratos inferiores da Formação Rio Bonito (Schemiko 
et al. 2019), em que são relacionados depósitos marinhos profundos e transicionais-continentais. 
Atualmente, há poucos dados paleoambientais que consideram microfósseis de parede não orgânica 
para o Grupo Itararé, sendo que as informações existentes são derivadas de trabalhos pontuais ou rela-
tórios internos de empresas, onde raros microfósseis foram recuperados neste intervalo. Esta baixa re-
cuperação pode estar relacionada aos métodos de preparação aplicados, que podem ser destrutivos para 
alguns microfósseis de parede não orgânica. 
Ao longo da pesquisa pretende-se coletar e analisar estratos aflorantes e amostrados em testemunhos 
de diversas localidades do Grupo Itararé. As regiões estão demarcadas na figura abaixo (Figura 2), bem 
como os locais onde já houve coleta de material (áreas com realce em rosa claro). 
 
Figura 2. Mapa de localização da área de estudo e local de execução das atividades. 
 
Considerando o que foi exposto, observa-se o registro de grupos de microfósseis no Grupo Itararé, espe-
cialmente foraminíferos, ostracodes e conodontes, que foram analisados principalmente sob o viés bio-
estratigráfico. Entretanto, esses organismos também são bons indicadores paleoambientais, sendo este 
o foco deste estudo. 
 
Estado da Arte 
Microfósseis tem sido usualmente utilizados como ferramenta para o zoneamento bioestratigráfico do 
Grupo Itararé, porém os principais microrganismos utilizados foram palinomorfos, macrofitofósseis e ma-
croinvertebrados (Lange 1952, 1954; Rocha-Campos 1970; Rosa et al. 2019; Rocha-Campos & Rösler, 
1978; Rösler 1978; Iannuzzi & Souza 2005; Holz et al. 2010; Paulipetro 1981, 1982; Simões et al. 2012; 
Mottin et al. 2018; Neves et al. 2014; Taboada et al. 2016, Iannuzzi 2010, Valez-Buso et al. 2020). 
Dos trabalhos sobre micropaleontologia para o Grupo Itararé, elencam-se as pesquisas de Lima et al. 
(1976) que avaliaram os estratos do Grupo Itararé aflorantes no estado de São Paulo, e Campanha et al. 
(1989), que balizaram suas análises em testemunhos e calhas obtidos pela PAULIPETRO (1981, Poço 
Piratininga 1-PA-1-SP; 1982, Poço Lagoa Azul 2-LA-1-SP). Esses estudos relatam a ocorrência de ostra-
codes e foraminíferos para os estratos do Paleozoico Superior da Bacia do Paraná, porém não foram 
realizadas inferências substanciais sobre bioestratigrafia ou paleoambientes. Outros grupos fósseis tem 
servido de auxílio para interpretações dos estratos do Grupo Itararé, entre eles pode-se citar conodontes 
(Wilner et al. 2016), escolecodontes (Ricetti e Weinschutz 2011), espículas de esponjas (Mouro et al. 
2012), icnofósseis (Netto et al. 2009, Balistieri et al. 2002) e vertebrados (Malabarba 1988). 
 
Uma das principais tentativas de elaboração de um zoneamento bioestratigráfico do Grupo Itararé com 
base em microfósseis de parede não orgânica foi apresentada em PAULIPETRO (1981). O estudo foi 
realizado a partir de análises micropaleontológicas do Poço Piratininga (1-PA-1-SP), onde foi delimitada 
a Zona de Associação D, composta por fósseis de fragmentos de peixes (escama e ossiculos) (Paleonis-
cus sp. e escamas de Holmesella? sp.), ostracodes (Bythocypris? sp., Healdia? sp., Cavellina? sp.), além 
de foraminíferos (Rhabdammina? sp., Earlandia sp.), estes últimos presentes na transição entre o Grupo 
Itararé e a Formação Tatuí, correlata à Formação Rio Bonito. 
 
Material e Métodos 
O projeto envolve trabalhos de campo, coleta de amostras de rochas, preparação e análise de rochas 
com enfoque na obtenção da microfauna. Além disso envolve análises de dados de poços já perfurados 
pela CPRM, bem como poços que estão alocadosnas dependências da UNC (CENPALEO, Mafra, SC). 
Os trabalhos de campo estão sendo realizados em afloramentos do Grupo Itararé em sua porção aflorante 
na borda leste da Bacia do Paraná, na Figura 2 estão demonstradas regiões onde já houve coleta (real-
çadas em rosa claro). Esta amostragem foi realizada visando a coleta de amostras com controle estrati-
gráfico, descrição de litofácies e elaboração de perfis verticais de afloramento. 
A preparação das amostras está sendo realizada através da dissociação da rocha, utilizando solventes 
como água, ácido acético, peróxido de hidrogênio e querosene (Green, 2001), a depender da composição 
da matriz. Também poderá ser adotado o método de Kennedy & Coe (2014), que envolve o congelamento 
e descongelamento de amostras repetidas vezes até total fragmentação das mesmas, mas isso depende 
da resposta da rocha aos solventes. 
Também foram confeccionadas seções delgadas para análise de microfácies, que servirá de apoio às 
demais técnicas analíticas. O conceito de microfácies a ser aplicado consiste da proposta apresentada 
por Flügel (2012), que corresponde à classificação microscópica qualitativa e quantitativa com base em 
critérios sedimentológicos e paleontológicos. 
 
 
Resultados – Etapa de obtenção de dados 
Até o momento foram visitados e descritos 7 afloramentos do Grupo Itararé no estado de Santa Catarina 
e 2 no Paraná, onde foram coletadas um total de 28 amostra. Também foram descritos 6 testemunhos de 
sondagem, onde 2 estão sob guarda da UNC e 4 que estão armazenadas na CPRM Araraquara. Destes 
poços foram coletadas e confeccionadas 32 lâminas delgadas, que estão sob processo de descrição. Das 
28 amostras coletadas 8 já foram preparadas e tem demonstrado que o tratamento com peróxido de 
hidrogênio foi o mais favorável a fragmentação das amostras. Por fim, há evidências de foraminíferos nas 
amostras coletadas em Mafra, SC e fragmentos de conodontes, que ainda necessitam de melhor 
descrição. 
 
Atividades Futuras 
As atividades do projeto encontram-se em fase de desenvolvimento. No momento, está sendo executado 
o preparo de amostras para triagem em lupa, e assim que os laboratórios estiverem acessíveis, será feita 
a análise e descrição das lâminas petrográficas já confeccionadas. As últimas campanhas de campo 
foram realocadas para o final do segundo semestre de 2020 ou início de 2021. A data de coleta de 
materiais foi reprogramada para ocorrer simultaneamente ao preparo das mesmas. 
 
Agradecimentos 
Agradecemos ao Programa de Pós Graduação em Geologia da UFPR, pelo custeio de diárias para 
realização das etapas de campo. Da mesma forma, agradecemos ao Laboratório de Laminação da UFPR, 
pela confecção das lâminas que estão sendo estudadas no projeto. Agradecemos ao Laboratório de 
Análise de minerai e Rocha da UFPR, pela britagem de amostras. Também agradecemos à CPRM – 
Araraquara e ao CENPALEO (Universidade do Contestado, Mafra – SC) pelo fornecimento do acesso e 
coleta de amostras dos seus testemunhos de sondagem. Por fim ao LABPALEO-UFPR, por toda 
infraestrutura. 
 
Referências 
Balistieri P; Netto RG & Lavina ELC 2002. Ichnofauna from the Upper Carboniferous-Lower Permian rhythmites from 
Mafra, Santa Catarina State, Brazil: ichnotaxonomy. Revista Brasileira de Paleontologia, 4: 13–26. 
Buso VV; Aquino CD; Paim PSG; Souza PA; Mori AL; Fallgater C; Milana JP & Kneller B 2017. Late Palaeozoic 
glacial cycles and subcycles in western Gondwana: Correlation of surface and subsurface data of the Paraná 
Basin, Brazil. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. doi: 10.1016/j.palaeo.2017.09.004 
 
Campanha VA; Saad AR; Gama Júnior EG & Puleghini Filho P 1989. A caracterização marinha do Grupo Itararé 
(Permocarbonífero), Bacia do Paraná. In: SIMPÓSIO DE GEOLOGIA DO SUDESTE, 1, Rio de Janeiro. 
Boletim de Resumos, p. 5. 
Carvalho AH & Vesely FF 2017. Facies relationship recorded in a Late Paleozoic fluvio-deltaic system (Paraná Basin, 
Brazil): insights into the timing and triggers of subaqueous sediment gravity flows. Sedimentary Geology, 
352: 45-62. 
Castro JC 1991. A evolução dos sistemas glacial, marinho e deltaico das formações Rio do Sul e Rio Bonito/Mb. 
Triunfo (Eopermiano), sudeste da Bacia do Paraná. Tese, Instituto de Geociências e Ciências Exatas, Uni-
versidade Estadual Paulista, Rio Claro, 147p. 
D'Ávila RSF 2009. Sequências deposicionais do Grupo Itararé (Carbonífero e Eopermiano), Bacia do Paraná, na 
área de Doutor Pedrinho e cercanias, Santa Catarina, Brasil: turbiditos, pelitos e depósitos caóticos. Tese, 
Universidade do Vale do Rio dos Sinos, São Leopoldo, 245p. 
Flügel E 2012. Microfacies Analysis of Limestones. Springer Science & Business Media, New York, 634p. 
França AB & Potter PE 1988. Estratigrafia, ambiente deposicional e análise de reservatório do Grupo Itararé (Per-
mocarbonífero), Bacia do Paraná (Parte 1). Boletim de Geociências da PETROBRAS, 2: 147–191. 
Green OR 2001. Practical laboratory and field techniques in Palaeobiology. Springer-Science+Business Media, 
Washington, 538p. 
Holz M; França AB; Souza PA; Iannuzzi R & Rohn R 2010. A stratigraphic chart of the Late Carboniferous/Permian 
succession of the eastern border of the Paraná Basin, Brazil, South America. Journal of South American 
Earth Sciences 29: 381–399. 
Iannuzzi R 2010. The flora of Early Permian coal measures from the Paraná Basin in Brazil: a review. International 
Journal of Coal Geology, 83: 229–247. 
Iannuzzi R & Souza PA 2005. Floral succession in the Lower Permian deposits of the Brazilian Paraná Basin: an up-
to-date overview. New Mexico Museum of Natural History and Science Bulletin, 30: 144–149. 
Kennedy AE & Coe AL 2014. Development of the freeze–thaw processing technique for disaggregation of indurated 
mudrocks and enhanced recovery of calcareous microfossils. Journal of Micropalaeontology, 33(2): 193-203. 
Lange FW 1952. Revisão da fáunula marinha do folhelho Passinho. Dusenia, 3(1): 81-91. 
Lange FW 1954. Estratigrafia e idade geológica da Série Tubarão. Arquivos do Museu Paranaense (Série Geologia), 
2: 1-22. 
Lima MR; Saad AR; Carvalho RG & Sanids PR 1976. Foraminíferos arenáceos e outros fósseis do Subgrupo Itararé 
(Neopaleozóico), Bacia do Paraná, Brasil. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 29, São Paulo. 
Anais, pp. 49-64. 
Malabarba MCL 1988. A new genus and species of stem group actinopteran fish from the Lower Permian of Santa 
Catarina State, Brazil. Zoological Journal of the Linnean Society, 94: 287-299. 
Milani EJ 1997. Evolução tectono-estratigráfica da Bacia do Paraná e seu relacionamento com a geodinâmica fane-
rozóica do Gondwana Sul-ocidental. Tese, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Porto Alegre, 255p. 
Milani EJ; Melo JHG; Souza PA; Fernandes LA & França AB 2007. Bacia do Paraná. Boletim de Geociências da 
Petrobrás, 15: 265–287. 
Mouro LD; Fernandes ACS & Rogerio DW 2012. Análise das espículas de poríferos do Afloramento Pedreira 21, 
Formação Rio do Sul, Itaiópolis, Santa Catarina. Paleontologia em Destaque, 27(65): 28-29. 
Mottin, T.E., Vesely, F.F., de Lima Rodrigues, M.C.N., Kipper, F. and de Souza, P.A. 2018: The paths and timing of 
late Paleozoic ice revisited: New stratigraphic and paleo-ice flow interpretations from a glacial succession in 
the upper Itararé Group (Paraná Basin, Brazil). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 490, 
488–504. 
Netto RG; Balistieri PRMN; Lavina ELC & Silveira DM 2009. Ichnological signatures of shallow freshwater lakes in 
the glacial Itararé Group (Mafra Formation, Upper Carboniferous–Lower Permian of Paraná Basin, S Brazil). 
Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 272: 240–255. 
Neves JP; Anelli LE & Simões MG 2014. Early Permian post-glacial bivalve faunas of the Itararé Group, Paraná 
Basin, Brazil: paleoecology and biocorrelations with South American intraplate basins. Journal of South Ame-
rican Earth Sciences, 52: 203–233. 
PAULIPETRO 1981. Resultado final das análises do PoçoPiratininga nº01 (1-PA-1-SP). Relatório RT-028/81. São 
Paulo. 
PAULIPETRO 1982. Relatório final das análises do Poço Estratigráfico Lagoa Azul nº01 (2-LA-1-SP). Relatório RT-
162/82. São Paulo. 
Ricetti JHZ & Weinschutz LC 2011. Ocorrência de escolecodontes (Annelida, Labidognatha) nas formações Mafra 
e Rio do Sul, Permo-Carbonífero da Bacia do Paraná, Brasil. Paleontologia em Destaque, 64: 31–32. 
Rocha-Campos AC 1970. Moluscos permianos da Formação Rio Bonito. Boletim do Departamento Nacional de 
Produção Mineral, Divisão de Geologia e Mineralogia, 251: 89p. 
Rocha-Campos AC & Rösler O 1978. Late Paleozoic faunal and floral successions in the Paraná Basin, southeastern 
Brazil. Boletim IG-USP, 9: 1-16. 
Rosa, E.L.M., Vesely, F.F., Isbell, J.L., Kipper, F., Fedorchuk, N.D. and Souza, P.A. 2019: Constraining the timing, 
kinematics and cyclicity of Mississippian-Early Pennsylvanian glaciations in the Paraná Basin, Brazil. Sedi-
mentary Geology 384, 29–49. 
Rösler O 1978. The Brazilian eogondwanic floral succession. Boletim IG-USP, 9: 85-90. 
 
Schemiko, D.C.B., Vesely, F.F. and Rodrigues, M.C.N.L. 2019: Deepwater to fluvio-deltaic stratigraphic evolution of 
a deglaciated depocenter: The early Permian Rio do Sul and Rio Bonito formations, southern Brazil. Journal 
of South American Earth Sciences 95, 102260. 
Schneider RL; Mühlmann H; Tommasi E; Medeiros RA; Daemon RF & Nogueira AA 1974. Revisão estratigráfica da 
Bacia do Paraná. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 28, Porto Alegre. Anais, pp. 41-65. 
Simões MG; Neves JP; Anelli LE & Weinschütz LC 2012. Permian bivalves of the Taciba Formation, Itararé Group, 
Paraná Basin, and their biostratigraphic significance. Geologia USP, Série Científica, 12: 71–82. 
Taboada AC; Neves JP; Weinschütz LC; Pagani MA & Simões MG 2016. Eurydesma–Lyonia fauna (Early Permian) 
from the Itararé group, Paraná Basin (Brazil): a paleobiogeographic W–E trans-Gondwanan marine connec-
tion. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, 449: 431–454. 
Vesely FF 2006. Dinâmica sedimentar e arquitetura estratigráfica do Grupo Itararé (Carbonífero-Permiano) no cen-
tro-leste da Bacia do Paraná. Tese, Universidade Federal do Paraná, Curitiba, 226 pp. 
Vesely FF & Assine ML 2006. Deglaciation sequences in the Permo-Carboniferous Itararé Group Paraná Basin, 
southern Brazil. Journal of South American Earth Sciences, 22: 156–168 
Wilner E; Lemos VB & Scomazzon AK 2016. Associações naturais de conodontes Mesogondolella spp., Grupo 
Itararé, Cisuraliano da Bacia do Paraná. Gaea, 9: 30- 36 
Valdez Buso, V., Milana, J.P., di Pasquo, M., Paim, P.S.G., Philipp, R.P., Aquino, C.D., Cagliari, J., Junior, F.C. and 
Kneller, B. 2020: Timing of the Late Palaeozoic glaciation in western Gondwana: New ages and correlations 
from Paganzo and Paraná basins. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 544, 109624. 
 
 
Dados Acadêmicos 
Modalidade: Doutorado acima de 12 meses. Data do Exame de Qualificação: 04/2021. 
Título original do Projeto de Pesquisa: Micropaleontologia aplicada aos estratos da borda leste do Grupo Itararé, 
Bacia do Paraná. 
Data de ingresso na Pós-Graduação: 04/2019; Área de Concentração: Geologia Exploratória. Linha de Pesquisa: 
Análise de Bacias Sedimentares. 
Possui bolsa: não. 
 
 
 
Caracterização lito-estrutural através da Geofísica e Sensoriamento 
Remoto, porção nordeste da carta Lagoa da Meia Lua, Rio Grande do Sul 
 
Fabiano Garcia Madrid 
fabianomadrid.rs@gmail.com 
Dr. Maximilian Fries – Universidade Federal do Pampa 
 
Palavras-Chave: Magnetometria, Gamaespectrometria, Exploração Mineral 
 
Introdução 
A constante evolução tecnológica vem causando um significante impacto na sociedade de forma 
geral e, também, nas geociências. Constantes aperfeiçoamentos e descobertas de técnicas aplicadas ao 
geoprocessamento tem agregado substancial valor na elaboração e qualidade dos trabalhos, 
economizando tempo e custo. Atualmente, uma ampla gama de software e dados está disponível para 
acesso imediato tanto de forma paga quanto gratuita, possibilitando ao usuário diferentes abordagens e 
processamentos integrados em ambientes de informação geográfica (SIG). 
Uma importante base de dados em estudos exploratórios indiretos consiste nos levantamentos 
aerogeofísicos magnetométricos e gamaespectrométricos realizados pelo Serviço Geológico do Brasil – 
CPRM. Estes, recobrem áreas de interesse prospectivo em diferentes regiões e são disponibilizados 
atualmente sem custo. Através da magnetometria e respectivas anomalias do campo magnético terrestre, 
resultante das propriedades magnéticas das rochas em subsuperfície, descontinuidades (estruturas) e 
importantes variações litológicas, são detectadas. A rápida operação, associada ao baixo custo por km2 
dos levantamentos aerotransportados, torna a aeromagnetometria atraente no auxílio a exploração de 
depósitos minerais que contenham minerais magnéticos (Kearey et al., 2009). A gamaespectrometria 
constitui uma importante ferramenta em diferentes estudos como no monitoramento ambiental, na 
distribuição de contaminantes radioativos e exploração mineral, por meio do auxílio ao mapeamento de 
alteração hidrotermal, caracterização de intrusões indiferenciadas, pontos de afloramento de intrusões 
ígneas entre outros (Ribeiro et al., 2014; Hoff et al., 2004). 
Outro método indireto reconhecido e amplamente utilizado consiste no sensoriamento remoto 
realizado por satélites. Informações da superfície são captadas a partir de sensores ativos e passivos ao 
longo de todo o espectro eletromagnético, possibilitando o imageamento superficial, modelagem de relevo 
entre outras características da região alvo através do processamento dos dados. Robustas bases de 
dados são ofertadas sem custo por diferentes agências e institutos de pesquisa como por exemplo a 
National Aeronautics and Space Administration (NASA) e a European Space Agency (ESA). Estes dados 
e respectivas informações são de ampla aplicação em inúmeras áreas de pesquisa, como por exemplo 
na área ambiental, geologia econômica, pedologia, cobertura de solo (Antunes et al., 2017), identificação 
de feições estruturais (Pour e Hashim, 2015), geomorfologia entre outros. 
A integração de geofísica e sensoriamento remoto é vista em diversos trabalhos publicados, entre 
eles a caracterização de alvos prospectivos de ouro em veios de quartzo sulfetados em alterações 
hidrotermais (Menezes et al. 2006), reconhecimento de áreas alvo para elementos terras raras (nióbio) 
em complexos carbonáticos na Groenlândia (Bedini e Rasmussen, 2018). Essa integração associada a 
informações diretas como mapas geológico/estruturais clássicos, podem oferecem importantes 
resultados que ajudam a detalhar o conhecimento da uma região alvo, como apresentado por Grochowski 
et al. (2019). 
A região do estudo (Figura 1) está situada no município de São Gabriel, entre Santa Margarida do 
Sul e Lavras do Sul, estado do Rio Grande do Sul, ocupa uma área de 434 Km2 a noroeste da carta Lagoa 
da Meia Lua (folha SH 21-Z-B-VI-2 MI-2994/2). Tem acesso por meio da BR 290 sentido São Gabriel - 
Porto Alegre (5 km) com entrada a sul para a BR 473 (15km). 
Esta região possui relevante histórico mineral, Toniolo e Kirchner (2001) apontam várias 
ocorrências de ouro que são correlatas aos complexos Metamórfico Palmas e Metamórfico Passo do Ivo, 
indicando que os principais jazimentos auríferos ocorrem associados indistintamente a sequências 
metavulcano-sedimentares, intrusivas ácidas alcalinas e sequencias sedimentares, Laux (2017) também 
ressalta que esta é uma das áreas de maior potencial mineral no Estado do Rio Grande do Sul, com 
recursos reais ou potenciais para metais nobres, ferrosos e não ferrosos; insumos para a agricultura; além 
de minerais e rochas industriais para uso na construção civil. A ocorrência de Zn-Pb-Cd, é adicionada ao 
contexto da região, publicada por Toniolo et al. (2016) e relacionada ao Complexo Metamórfico Passo do 
Ivo. 
O principalmapeamento geológico da área segundo Laux (2017) possui uma escala regional 
(1:100.000) e os dados aerogeofísicos do Projeto Aerogeofísico Escudo do Rio Grande do Sul - CPRM 
(2010) de cobertura regional, possuem um espaçamento lateral entre as linhas de voo de 500m. 
Consequentemente, os valores anômalos observados nas lacunas sem informações são produto do 
método interpolador utilizado, prejudicando a análise e interpretação de feições menores. Deste modo 
faz-se necessário agregar a estas informações pré-existentes, dados geofísicos terrestres 
(magnetometria) de maior resolução espacial através de perfis seccionando estruturas e litologias de 
interesse na área. Adicionalmente, a integração de medidas in situ de susceptibilidade magnética e 
descrições petrográficas das principais unidades visam contribuir significantemente no detalhamento 
litológico e estrutural da região, principalmente na delimitação das bordas dos complexos metamórficos 
Passo do Ivo e Palma permitindo o estudo de suas importantes zonas mineralizadas em escala de 
semidetalhe (1:25.000). 
 
Figura 1 - Mapa da área de estudo contendo a litologia e ocorrências minerais Modificado de Laux (2017). 
 
Estado da Arte 
A geofísica consiste na aplicação de métodos físicos para estudar a Terra, ou seja, nas variações 
das propriedades físicas das rochas. A magnetometria serve para investigar a geologia local, embora a 
maior parte dos minerais formadores de rocha não serem magnéticos, certas litologias possuem minerais 
magnéticos suficientes para produzirem anomalias significativas que são superpostas ao campo 
geomagnético (Keary, 2009), nos trabalhos de Madeira et al. (2014) e Junior et al. (2017) são vistos 
exemplos do emprego da magnetometria para caracterização de possíveis zonas mineralizadas. Os 
levantamentos gamaespectrométricos por sua vez, podem na maioria dos casos, adicionar 
conhecimentos importantes acerca da composição das litologias próximas a superfície de uma 
determinada região, o que pode ajudar a definir os limites geológicos e alvos exploratórios (Ribeiro, 2013). 
 O processamento de dados de sensoriamento remoto em especial os modelos digitais de 
elevação, possibilitam realização de mapas de relevo sombreado que podem ser geoprocessados para a 
extração de lineamentos estruturais conforme apresentado por Jacques (2010), Roldan et al. (2010) e por 
Pour e Hashim (2015). A integração de dados geológicos, levantamentos geofísicos e sensoriamento 
remoto tem sua aplicação em trabalhos como no mapeamento da Bacia do Camaquã por Kazmierczak 
(2006), na cartografia geológica da região do batólito Rio Itanguá por Grochowski (2019) e no modelo 
geológico-geofísico do maciço Pedra Branca de Carvalhêdo et al. (2020). 
 
Material e Métodos 
 A primeira etapa tratará da compilação de dados disponíveis da região, base cartográfica em SIG 
(Hasenack e Weber, 2010), geologia (Laux, 2017), aerogeofísica regional (magnetometria e 
gamaespectrometria) (CPRM, 2010) e sensoriamento remoto (modelos digitais de elevação e imagens 
de satélite). 
Na segunda etapa serão realizados os processamentos dos dados a fim de gerar os mapas a) 
magnetométricos de campo magnético anômalo total, redução ao polo, amplitude do sinal analítico e de 
derivada vertical, b) gamaespectrométricos dos canais dos elementos radioativos de K, eTh e eU e 
composição RGB ternário, c) de altitude e relevo sombreado do sensoriamento remoto assim como a d) 
geologia regional em ambiente SIG. 
A terceira etapa contempla o planejamento de campo a partir dos alvos detectáveis na segunda 
etapa direcionando a execução das medições da susceptibilidade magnética em afloramentos e através 
de perfis seccionando as principais litologias além de coleta de amostras de mão para estudo petrográfico 
em laboratório. 
Na quarta e última etapa serão realizadas as integrações e interpretações do banco de dados 
gerado, correlacionando as anomalias magnetométricas, concentrações de elementos radioativos, 
morfologia e petrografia para elaborar o mapa caracterização lito-geofísica da área. 
A revisão da bibliografia é uma etapa constante e é realizada ao longo de todo o processo. O 
planejamento do estudo pode ser visualizado através do fluxograma apresentado na figura 2. 
 
Figura 2 - Fluxograma de atividades 
 
Viabilidade do projeto 
 Os dados utilizados na análise geológica e geofísica regional da área são de domínio público e 
gratuitos (Mapa geológico da carta Lagoa da Meia Lua e Projeto Aerogeofísico do Escudo Sul 
Riograndense). As informações de sensoriamento remoto são obtidas através dos portais Alaska Satellite 
Facility, Copernicus e Earth Explorer para modelos digitais de elevação e imageamento por satélite. As 
etapas de aquisição geofísica terrestre (magnetometria), medidas de susceptibilidade magnética, coleta 
de amostras, descrições macro e microscópica (petrografia) serão realizadas com o apoio da 
Universidade Federal do Pampa, campus Caçapava do Sul por meio do Laboratório de Geofísica Aplicada 
– LGA e Laboratório de Petrologia e Mineralogia. 
 
Resultados 
A partir do processamento, integração e análise dos dados, obter significante subsídio ao 
detalhamento de descontinuidades, limites litológicos e heterogeneidades laterais e em profundidade das 
unidades litológicas afim de realizar a proposição de mapas, perfis e blocos 3D de caracterização lito-
geofísica e arcabouço estrutural da região nordeste da carta Lagoa da Meia Lua, onde existem relevantes 
zonas mineralizadas descritas pela bibliografia. 
 
Cronograma 
 O cronograma de planejamento das atividades a serem realizadas ao longo do curso de mestrado 
é apresentado na tabela 1. 
Tabela 1 Cronograma de Atividades 
Atividade 
Abr/20 
Jun/20 
Jul/20 
Set/20 
Out/20 
Dez/20 
Jan/21 
Mar/21 
Abr/21 
Jun/21 
Jul/21 
Set/21 
Out/21 
Dez/21 
Jan/22 
Abr/22 
Revisão bibliográfica X X X X X X X X 
Compilação da base de dados X X 
Planejamento do campo X X 
Levantamento Magnetométrico X 
Mapeamento geológico X 
Descrição das amostras de campo X X 
Processamento e análise dos dados X X X X 
Apresentação de Qualificação X 
Intepretação dos Resultados X X X 
Escrita e revisão da dissertação X X X X X X X 
Escrita e revisão do artigo X X X 
Submissão do Artigo X 
Encaminhamento da defesa X 
Finalização da dissertação X 
 
Agradecimentos 
Agradeço aos Laboratórios de Geofísica Aplicada – LGA e Petrologia e Mineralogia da 
Universidade Federal do Pampa, Campus Caçapava do Sul por manifestarem apoio ao ceder a 
infraestrutura e equipe necessárias para a realização deste estudo. 
 
Referências 
Antunes F. de S., Neves L.V., Santos K. da S., Graça A. J. S. 2017. Análise da integração entre Sensoriamento 
Remoto e SIG na classificação da Cobertura da terra em Duque de Caxias/RJ. Revista Brasileira de Geomática, 
Curitiba, v. 7, n. 1, p. 82-102. DOI: 10.3895/rbgeo.v5n1.5503. 
Bedini E., Rasmussem T. M. 2018. Use of airborne hyperspectral and gamma-ray spectroscopy data for mineral 
exploration at the Sarfartoq carbonatite complex, southern West Greenland. Geosciences Journal, v. 22, n. 4, p. 641-
651. DOI: 10.1007/s12303-017-0078-5. 
Briggs I. C. 1974. Machine contouring using minimum curvature, Society of Exploration Geophysics, v. 39, n. 1, p 
39-48. DOI: 10.1190/1.1440410 
Carvalhêdo A. L. da C., Carmelo A. C., Botelho N. F. 2020. Geophysical-geological model of the Pedra Branca massif 
in the Goiás Tin Province, Brazil. Journal of South American Earth Sciences. v. 101. DOI: 
10.1016/j.jsames.2020.102593. 
CPRM – Serviço Geológico do Brasil. 2010. Projeto Aerogeofísico Escudo do Rio Grande do Sul: relatório final do 
levantamento e processamento dos dados magnetométricos e gamaespectrométricos. Programa Geologia do Brasil 
– PGB. Rio de Janeiro, RJ: Lasa Prospecções, v. 27. 
Grochowski J., Kuchenbecker, M., Barbuena D., Novo T. A. 2019. Integrating geological and airborne geophysicaldata to review the cartography of Rio Itanguá Batholith, Araçuaí Orogen, Brazil. Brazilian Journal of Geology, v. 49, 
n. 3. DOI: 10.1590/2317-4889201920190019. 
Hasenack H., Weber E. 2010. Base cartográfica vetorial contínua do Rio Grande do Sul - escala 1:50.000. Porto 
Alegre: UFRGS Centro de Ecologia. 1 DVD-ROM. (Série Geoprocessamento n.3). ISBN 978-85-63483-00-5 (livreto) 
e ISBN 978-85-63843-01-2 (DVD). 
Hoff R., Rolim S. B. A., Neto A. C. B. 2004. Mapeamento aerogamaespectrométrico da alteração hidrotermal 
associada à mineralização no distrito fluorítico de Santa Catarina, Brasil. Revista Brasileira de Geofísica, v. 22, n.1, 
p. 45-55. DOI: 10.1590/S0102-261X2004000100004. 
Jacques P., Machado R., Nummer A. 2010. Lineamentos estruturais na borda leste da Bacia do Paraná em Santa 
catarina: análise multiescala com base em imagens LANDSAT e SRTM. Pesquisas em Geociências, v. 37, n. 2, p. 
117-131. DOI: 10.22456/1807-9806.22653. 
Junior D. C., Silva L. A. da., Biondo V. R., Neto J. A. de S. 2017. Caracterização Geofísica da anomalia Rio Seco no 
sudeste do estado do Pará, possíveis mineralizações auríferas em terrenos arqueanos. Estudos Geológicos, v. 27, 
n. 2, p. 123-142. DOI: 10.18190/1980-8208/estudosgeologicos.v27n2p123-142. 
Kazmierczak T. de S. 2006. Mapeamento da Bacia do Camaquã com a utilização de dados geofísicos, geologia e 
sensoriamento remoto. Porto Alegre: UFRGS. 
Kearey P., Brooks M., Hill I. 2009. Geofísica de Exploração. Tradução Maria Cristina Moreira Coelho. São Paulo: 
Oficina de textos. 
Laux J. H. 2017. Geologia e recursos minerais da folha Lagoa da Meia Lua, SH.21-Z-B-VI: estado do Rio Grande 
do Sul. Porto Alegre: CPRM, p. 255. 
Madeira T. J. A., Endo I., Barbosa M. S. C., Neyer B. O. 2014. Caracterização geofísica e estrutural da principal 
estrutura mineralizada em ouro na região nordeste do Quadrilátero Ferrífero: Um guia para prospecção. In: VI 
Simpósio Brasileiro de Geofísica. p. 6. 
Menezes P. de T. L., Roig H. L., Silva G. B., Mane M. A. 2006. Prospecção mineral no Grupo Paranoá. 
Reprocessamento de dados aerogamaespectrométricos e interpretação integrada a imagens TM- LANDSAT 5. 
Revista Brasileira de Geofísica, v. 24, n. 3, p. 343-355. DOI: 10.1590/S0102-261X2006000300004. 
Pour A. B., Hasim M. 2015. Structural mapping using PALSAR data in the Central Gold Belt, Peninsular Malysia. 
Ore Geology Reviews. v. 64, p. 13-22. DOI: 10.1016/j.oregeorev.2014.06.011. 
Ribeiro V. B., Mantovani M. S. M., Louro V. H. A. 2014. Aerogamaespectrometria e suas aplicações no mapeamento 
geológico. Terræ Didatica, v. 10, n. 1, p. 29-51. 
Roldan L. F., Machado R., Steiner S. dos S., Warren L. V. 2010. Análise de lineamentos estruturais no domo de 
Lages (SC) com uso de imagens de satélite e mapas de relevo sombreado. Revista do Insituto de Geociências – 
USP. v. 10, n. 2, p. 57-72. DOI: 10.5327/Z1519-874X2010000200005. 
Toniolo J. A., Kirchner C. A. 2001. Resultados da prospecção para ouro na área RS-01 – Lavras do Sul, Caçapava 
do Sul, subárea Cambaizinho Rio Grande do Sul. Informe de Recursos Minerais, Série Ouro – Informes Gerais. v. 
1, n. 14, p. 12. 
Toniolo J. A., Parisi G. N., Pinto L. G. R., Sander A., Laux J. H. 2016. Ocorrência de Pb-Zn-Cd (Ag) em Cabeceiras 
do Lajeado. Informe Técnico. CPRM - Serviço Geológico do Brasil, Rio Grande do Sul-Brasil. n. 5, p 7. DOI: 
10.29396/itcprm.2016.5 
 
Dados Acadêmicos 
Modalidade: mestrado. Data do Exame de Qualificação: 04/2021. 
Data de Ingresso na Pós-Graduação: 04/2020; Área de Concentração: Geologia Exploratória.; Linha de Pesquisa: 
Análise de Depósitos Minerais. 
Possui Bolsa: Não. 
 
 
Análise sedimentológica e quimioestratigráfica de alta resolução da 
Formação Rio do Sul como proxy paleoclimático e paleoambiental 
 
Nome do Autor: Felipe Barcellos Caniçali 
E-mail do Autor: felipe.canicali@gmail.com 
Orientadora: Carolina Danielski Aquino (Departamento de Geologia – Universidade Federal do Paraná) 
 
Palavras-Chave: depósitos glaciais; ritmitos; paleoclima 
 
Introdução 
O período glacial ocorrido no Paleozoico tardio (LPIA - Late Paleozoic Ice Age), se iniciou no 
Carbonífero há cerca de 340 milhões de anos e perdurou até o Permiano, há 255 milhões de anos 
(Montañez & Poulsen 2013). Os principais gatilhos para a formação deste período glacial ainda são 
intensamente estudados e discutidos, e de acordo com Goddéris et al. (2017), os fatores mais debatidos 
na comunidade científica são a colonização dos continentes por plantas, as quais levaram a um aumento 
do intemperismo nas rochas, causando uma massiva remoção de CO2 atmosférico, conjuntamente com 
a ausência de fungos, elevando o armazenamento do carbono orgânico nas rochas. 
Ainda segundo Goddéris et al. (2017), outra hipótese, mais aceita até o momento, baseia-se no contexto 
tectônico global, caracterizado pela reorganização da massa superficial e pela orogenia Herciniana. 
Ambos os fatores responsáveis pelo aumento do intemperismo na superfície terrestre, causando assim, 
elevado consumo de CO2 atmosférico. Hipótese essa, corroborada por Veevers & Powell (1987) que 
sugeriram que o gatilho para esta fase climática foi a orogenia na parte mais oriental do Gondwana, que 
promoveu a nucleação de grandes centros glaciais. Saltzman (2002), demonstrou que neste período, 
houve um incremento nos valores de δ13C, o que pode indicar um aumento no sequestro de carbono 
orgânico e provavelmente queda no nível de CO2 atmosférico. Entretanto, Lowry et al. (2014) argumentam 
que durante o Paleozoico tardio (310 a 280 milhões de anos), a cobertura glacial não pode ser explicada 
via movimentação continental e que as configurações geográficas mais favoráveis para esta formação de 
gelo estariam presentes durante o Devoniano tardio e início do Carbonífero, quando o paleocontinente 
Gondwana migrou ao polo austral. Todavia, os próprios autores destacam que, tais resultados merecem 
ser observados com cautela, uma vez que os modelos gerados pelos mesmos desconsideram ciclos tanto 
tectônicos, quanto de carbono. 
De acordo com Frakes (1979), o ápice desta glaciação ocorreu durante a transição entre o Pensilvaniano 
e o Permiano, quando uma espessa camada de gelo se estendeu por boa parte da Antártica, África do 
Sul, Austrália e partes da América do Sul. Subsequentemente, o autor também divide esta idade glacial 
em três fases, sendo elas: uma primeira fase de idade meso carbonífera, restringida localmente a geleiras 
alpinas em terrenos montanhosos, bordejados por bacias sedimentares; uma segunda fase ocorrida no 
início do Permiano, quando a cobertura glacial cobria grandes áreas do Gondwana e a terceira e última 
fase, quando esta cobertura desaparece durante este mesmo período. Isbell et al. (2003), mostraram que 
durante o Paleozoico tardio, tal influência glacial dividida em três fases, apresenta intervalos variando 
entre 10 e 25 milhões de anos de duração, o que sugere que a LPIA seja composta de períodos mais 
discretos de glaciação separados por intervalos não glaciais. 
Na América do Sul, alguns dos mais importantes depósitos do LPIA estão preservados na Bacia do 
Paraná, mais precisamente no Grupo Itararé, que compreende depósitos glaciais de influência marinha e 
continental, formados por diversos sistemas deposicionais, dentre eles os controlados por avanços e 
retrações de geleiras, fatores que tornaram possível a identificação de três grandes sequências ou ciclos 
estratigráficos, quais sejam, a Formação Lagoa Azul, Campo Mourão e Taciba (França & Potter 1988). 
Formações estas, parcialmente equivalentes às propostas por Schneider et al. (1974), que baseado em 
dados de afloramentos, dividiu o Grupo Itararé em três formações denominadas, Campo do Tenente, 
Mafra e Rio Sul, representativas de ciclos de avanço e retração de geleiras. Ciclos estes, formados por 
deposições rítmicas, foram alvo de diversos estudos com o objetivo de se quantificar o tempo decorrido 
entre a deposição de cada camada e quais foram os fatores controladoresdestas deposições. 
Ernesto & Pacca (1981), realizando análises espectrais nos ritmitos do Grupo Itararé, interpretaram 
periodicidades anuais ou superiores. Rocha-Campos et al. (1981), estudando estes depósitos de ritmitos 
 
e utilizando de análises paleomagnéticas, apontaram que a natureza cíclica na deposição desta litologia 
provavelmente representa um período de deposição que se estende por vários anos e não apenas 
sazonais. No entanto, como explica Courtillot & Le Mouël (1988), as mudanças magnéticas anteriormente 
interpretadas como anuais, devem ser vistas como escalas de tempo centenárias ou milenares. 
Utilizando técnicas de cicloestratigrafia, Silva & Azambuja Filho (2005), investigaram os sedimentos 
glaciais pertencentes ao Grupo Itararé e concluíram que o ciclo de sedimentação foi influenciado por 
forças astronômicas e/ou fenômenos em escalas milenares, e adicionalmente, investigaram dois 
pequenos intervalos, via scaners de ultra alta resolução utilizando escalas de cinza, e documentaram 
variações interpretadas como ciclos solares decadais e até mesmo com periodicidades centenárias a 
milenares. 
Na região de Trombudo Central, estado de Santa Catarina, Franco (2007) mostrou que foram encontrados 
indícios de diversos ciclos deposicionais variando em milhares de anos, sendo os ciclos de maior atividade 
solar, prováveis responsáveis pelo aumento no aporte de sedimentos de correntes de degelo. Schemiko 
et al. (2019) determinaram que nesta região são encontradas as Formações Rio Bonito (Grupo Guatá) e 
Rio do Sul (Grupo Itararé) (de Schneider et al. 1974), sendo que são representativas de ambientes 
deposicionais de água rasa (pós glacial) a profunda (glacio-influenciada), respectivamente. Esses autores 
apontam que, como uma consequência da deglaciação, houve um aumento no nível relativo do mar, o 
que gerou um maior espaço para acomodação de sedimentos, os quais, apresentaram maior fluxo devido 
às descargas de água de degelo, corroborado pela ocorrência de blocos deltaicos alóctones nos 
diamictitos. Essa hipótese foi corroborada por Aquino et al. (2016), que encontraram evidências de 
depósitos glacio influenciados pertencentes à Formação Rio do Sul. 
Devido às suas características deposicionais e relativa facilidade na exploração comercial, os ritmitos no 
sul do país são amplamente explorados comercialmente, acarretando um grande número de frentes de 
lavras ativas (Larroyd et al. 2018). 
Por se tratarem dos depósitos de ritmitos mais significantes do Grupo Itararé, diferentes estudos foram 
realizados na região, utilizando diversas metodologias, podendo-se citar Schneider et al. (1974), que 
baseados em análises faciológicas e estratigráficas interpretaram os depósitos da Formação Rio do Sul 
como sistemas turbidídicos glacio-influenciados de ambiente marinho profundo e mais recentemente, 
Nogueira & Netto (2001), interpretarem o paleoambiente deposicional de água rasa, doce e com 
periódicas exposições subaéreas, baseando-se em assembleias fossilíferas da formação. Tais 
discrepâncias nos resultados motivaram a escolha da região de Trombudo Central no Estado de Santa 
Catarina, como alvo deste estudo (Figura 01). Dessa forma, este projeto tem como objetivo principal 
contribuir para o melhor entendimento sobre questões estratigráficas, paleoambientais e paleoclimáticas 
do fim da glaciação tardi paleozóica desta região, por meio de análises sedimentológicas em alta 
resolução, análises quimio e cicloestratigráficas, utilizando-se proxies geoquímicos. Como objetivos 
específicos, pretende-se caracterizar os processos sedimentares e os ambientes deposicionais 
associados, a fim de identificar diferentes tipos de ritmitos que estão presentes na área de estudo; 
identificar quais ciclos astronômicos controlaram a deposição desses depósitos; e elaborar um modelo 
geológico conceitual para a deposição da sucessão de ritmitos. Nossa hipótese é que, o uso de proxies 
geoquímicos poderá contribuir para a melhor compreensão dos eventos ocorridos nessa região. 
 
 
 
Figura 01: Localização da área de estudo e litologias presentes na região. Modificado pelo autor de Wildner et al. 
2014. 
 
Estado da Arte 
A Bacia do Paraná é classificada como uma bacia intracratônica e recobre uma área de aproximadamente 
1.600.000 km², dispersa por quatro países sul-americanos, Brasil, Paraguai, Uruguai e Argentina (Milani 
et al. 2007). De acordo com Milani (1997), é possível reconhecer seis supersequências, de idades 
variando do Ordovinciano ao Cretáceo, sendo elas, Rio Ivaí, Paraná, Gondwana I, Gondwana II, 
Gondwana III e Bauru. 
Milani & Zalán (1999), sugerem que a supersequência Gondwana I corresponde a um grande ciclo 
transgressivo-regressivo, e é composta pelos grupos Itararé e Guatá, de idade pensilvaniana a 
cisuraliana, e Grupo Passa Dois, datados desde o cisuraliano ao lopingiano, representativos de uma 
mudança do clima glacial ao árido. 
O Grupo Itararé, foi dividido por Schneider et al. (1974), em Formação Campo do Tenente, Mafra e Rio 
do Sul, e representam delimitações relativamente equivalentes, quando comparadas às subdivisões 
realizadas posteriormente por França & Potter (1998), sendo elas, Formação Lagoa Azul Campo Mourão 
e Taciba. 
A Formação Rio do Sul foi informalmente dividida por Weinschütz (2001) em três intervalos, inferior, médio 
e superior. A porção basal foi descrita por Wilner et al. (2008) como sendo composta por folhelhos 
microvárvicos com ocorrência de seixos caídos, siltito arenoso bioturbado, folhelho fossilífero e folhelhos 
apresentando ritmitos turbidídicos finos, sugerindo um ciclo de aprofundamento indicado por passagem 
glacio-lacustre para marinho. O intervalo médio da formação foi descrito por Castro et al. (1999), como 
sendo dominado por diamictitos, arenitos glacio influenciados e folhelhos várvico/varvitos, sucessões 
estas, interpretadas pelo autor como indicativo de grande ciclo regressivo formado por depósitos 
marinhos, glacio-marinhos e de deglaciação. O intervalo superior é dominado por folhelhos e siltitos, 
sucedidos em perfil progradante por ritmitos areno-argilosos, indicando o avanço de turbiditos finos de 
uma frente deltaica distal (Rocha-Campos et al. 1981). 
Em relação à cicloestratigrafia, Franco et al. (2011), sugeriram que estes depósitos de ritmitos foram 
sedimentados em escala milenar, indo de encontro ao pensamento dominante, o qual caracterizava tais 
depósitos como possuindo sazonalidade anual. Gama Jr. et al. (1992), utilizando como ferramentas de 
estudo os processos e fácies de ressedimentação, indicaram que geleiras foram de fato as principais 
fontes de sedimentos para fluxos gravitacionais subaquosos. 
Em contrapartida, Silva et al. (2018), utilizando icnofósseis da Formação Rio do Sul sugeriram que o 
paleoambiente deposicional se tratava de uma planície praial, caracterizadas por momentos de exposição 
subaérea. 
Schemiko et al. (2019), em trabalho sobre a Formação Rio do Sul, descreveram depósitos variando de 
marinho profundo a flúvio deltaicos, caracterizados por fácies de turbiditos, depósitos de fluxo 
 
concentrado, depósitos de transporte de massa, estratos heterolíticos de granulometria fina, frentes de 
delta, depósitos de planícies deltaicas e estrados fluviais em vales incisos. 
Todos esses estudos evidenciam que, apesar dos inúmeros trabalhos realizados na Bacia do Paraná e 
mais especificamente, no Grupo Itararé, ainda há muito o que se pesquisar e se compreender com relação 
aos paleoambientes, paleoclimas e ciclos controladores deste período glacial. 
 
Material e Métodos 
A região de Trombudo Central, no estado de Santa Catarina, foi escolhida devido ao grande número de 
pedreiras ativas na região, as quais possibilitam uma melhor análise da sucessão de ritmitos da Formação 
Rio do Sul e a transição completa para os depósitos pós-glaciais da Formação Rio Bonito. 
Os métodos a serem empregados consistirão em: 
• Compilação de dados bibliográficos existentes para aregião 
Nesta etapa será realizada a pesquisa bibliográfica verificando os trabalhos realizados previamente tanto 
para a base da Formação Rio Bonito, quanto para depósitos de ritmitos da Formação Rio do sul e de 
outras bacias sedimentares. A revisão bibliográfica será realizada com intuito de consolidar o 
conhecimento teórico que será utilizado como base para a interpretação dos dados colhidos em campo; 
• Análise de proxies geoquímicos via espectrometria de fluorescência 
A análise de proxies geoquímicos será realizada via espectrômetro de fluorescência de raio-X portátil 
(FRX) e pelo Laboratório de Análise de Minerais e Rochas (LAMIR – UFPR). O equipamento está 
disponível por meio de parceria com o Serviço Geológico do Brasil (CPRM); 
• Análise de susceptibilidade magnética 
As análises de susceptibilidade magnética serão realizadas via medidor de susceptibilidade disponíveis 
no Laboratório de Pesquisas em Geofísica Aplicada (LPGA) da Universidade Federal do Paraná; 
• Análises microscópicas 
As análises microscópicas (microscópio petrográfico e microscópio eletrônico de varredura) serão 
utilizadas caso surjam discrepâncias nos dados sedimentológicos e geoquímicos; 
• Confecção de perfis sedimentológicos em detalhe 
Serão empregados conceitos de litofácies propostos por Eyles et al. (1983), que permitirão o agrupamento 
de fácies geneticamente relacionadas, visando definir elementos deposicionais conforme modelos 
dispostos na literatura; 
• Integração dos dados 
A partir do empilhamento estratigráfico detectado em campo e a correlação dos perfis sedimentológicos, 
serão aplicados conceitos de estratigrafia de sequência, visando detectar a tendência das curvas geradas 
das técnicas aplicadas para assim, contribuir para o entendimento da evolução paleoambiental e 
paleoclimáticas dos depósitos de ritmitos. 
 
Viabilidade do projeto 
O projeto contará com a infraestrutura, equipamentos e recursos do Laboratório de Análise de Bacias 
(LABAP), do Laboratório de Análise de Minerais e Rochas (LAMIR) e quaisquer outros equipamentos 
necessários ao desenvolvimento do projeto serão utilizados por meio de parcerias com o Serviço 
Geológico do Brasil, o Observatório Nacional (ON) e a Universidade Vale dos Sinos (UNISINOS). 
 
 
Resultados Esperados 
O período glacial gondwânico foi um dos episódios glaciais mais expressivos da história do planeta e 
devido a esta importância, muito ainda se discute sobre como se iniciou, como foi seu fim, por quanto 
tempo esteve presente e quais foram seus principais produtos gerados no registro geológico. Baseando-
se nesta linha de pensamento, todo o estudo abrangendo paleobacias, fácies e processos sedimentares 
é de extrema importância para contribuir com o melhor entendimento deste grande evento global ocorrido 
no Paleozoico tardio. 
Visando contribuir para o conhecimento desses eventos, este projeto pretende estudar estes depósitos 
rítmicos de maneira multidisciplinar, para melhorar a compreensão de questões como, condições 
paleoambientais, arcabouço estratigráfico e averiguação da proveniência dos seus sedimentos, propondo 
uma metodologia de análise integrada para depósitos complexos, para que assim, os depósitos de ritmitos 
da região possam ser caracterizados com relação aos seus respectivos paleoambiente e paleoclima 
deposicionais, se os eventos sucessionais são similares entre si, além de verificar seus proxies 
geoquímicos de salinidade, oxigenação, intemperismo e área fonte. 
Com a integração de todos os dados coletados e interpretados, espera-se uma publicação em periódico 
internacional de alto impacto. 
 
 
 
Cronograma 
 
 
Agradecimentos 
Agradeço aos laboratórios disponibilizados pela Universidade Federal do Paraná, Laboratório de Análise 
de Bacias (LABAP) e o Laboratório de Análise de Minerais e Rochas (LAMIR), à parceria com a Unsinos, 
ao Serviço Geológico do Brasil, ao Laboratório de Pesquisas em Geofísica Aplicada (LPGA) e ao 
Observatório Nacional. 
 
Referências 
Aquino, C.D., Buso, V.V., Faccini, U.F., Milana, J.P., Paim, P.S.G.,2016. Facies and depositional architecture 
according to a jet efflux model of a late Paleozoic tidewater grounding-line system from the Itararé Group (Paraná 
Basin), southern Brazil. Journal of South American Earth Sciences, 67:180-200. 
 
Castro, M.R., Perinotto, J.A.J., Castro, J.C., 1999. Fácies, análise estratigráfica e evolução pós-glacial do Membro 
Triunfo/Formação Rio Bonito, na faixa subaflorante do norte catarinense. Revista Brasileira de Geociências, 
29(4):533-538. 
 
Courtillot, V., Mouël, J.L., 1988. Time variation of the earth’s magnetic field: From daily to secular. Ann. Rev. Earth 
Planet Sci. 16:389-476. 
 
Ernesto, M., Pacca, I.G., 1981. Spectral analysis of Permocarboniferous geomagnetic variation data from glacial 
rhythmites. Geophisical Journal International, 67:641-647. 
 
Franco, D.R., Hinnov, L.A., Ernesto, M.,2011. Spectral analysis and modeling of microcyclostratigraphy in late 
paleozoic glaciogenic rhythmites, Paraná Basin, Brazil. Geochemistry, Geophys. Geosystems, 12. 
 
Franco, D.R.,2007. Magnetoestratigrafia e Análise Espectral de Ritmitos Permocarboníferos da Bacia do Paraná: 
influências dos Ciclos Orbitais no Regime Deposicional. Revista Brasileira de Geofísica. 
 
França, A.B., Potter, P.E., 1988. Estratigrafia, ambiente deposicional e análise de reservatório do grupo itararé 
(permocarbonífero), Bacia do Paraná. Boletim de Geociências da Petrobrás, 2:147-191. 
 
Atividade/Mês 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 
Revisão 
Bibliográfica 
x x x x x x x x x x x x x x x x x x x x x x x x 
Obtenção de 
Créditos 
x x x x x x x x x x x x 
Aquisição de 
dados (campo e 
laboratório) 
 x x x x x x 
Análise e 
integração de 
dados 
 x x x x x x x 
Discussão de 
resultados 
 x x x x x x x x x 
Exame de 
Qualificação 
 x 
Redação do 
artigo 
 x x x x x x 
Redação da 
dissertação 
 x x x x x x x 
Defesa da 
dissertação 
 x 
 
 
Frakes, L.A., 1979. Climates through Geologic Time: Amsterdam. Elsevier, 310. 
 
Gama Jr., E.G., Perinotto, J.A., Ribeiro, H.J.P.S., Padula, E.K. 1992. Contribuição ao estudo da ressedimentação 
no Grupo Itararé: tratos de fácies e hidrodinâmica deposicional. Revista Brasileira de Geociências, 22:228-236. 
 
Goddéris, Y. Donnadieu, Y. Carretier, S. Aretz, M. Dera, G. Macouin, M., Regard, V., 2017. Onset and ending of the 
late Palaeozoic ice age triggered by tectonically paced rock weathering. Nature Geoscience. 
 
Isbell, J.L., Miller, M.F., Wolfe, K.L., Lenaker, P.A., 2003. Timing of late Paleozoic glaciation in Gondwana: Was 
glaciation responsible for the development of Northern Hemisphere cyclothems? Geological Society of America 
Special Paper, 370:5-24. 
 
Larroyd, F.; Recuero, J. C.; Centeno, C. L., Heider, M., 2018. “Ardósia” de Trombudo Central (SC) – Varvito. 
Florianópolis: DNPM. 
 
Lowry, D.P., Poulsen, C.J., Horton, D.E., Torsvik, T.H., Pollard, D., 2014.Thresholds for Paleozoic ice sheet initiation. 
Geological Society of America, 42(07):627-630. 
 
Milani, E.J., 1997. Evolução tectono-estratigráfica da Bacia do Paraná e seu relacionamento com a geodinâmica 
fanerozóica do Gondwanaa Sul-Ocidental. Phd Thesis. Insituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande 
do Sul, Porto Alegre, 255p. 
 
Milani, E.J., Melo, J.H.G., Souza, P.A., Fernandes, L.A., França, A.B., 2007. Bacia do Paraná. In: Milani, E.J., Rangel, 
H.D., Bueno, G.V., Stica, J.M., Winter, W.R., Caixeta, J.M. Pessoa Neto, O.C. Bacias Sedimentares Brasileiras – 
Cartas Estratigráficas, Boletim de Geociências da Petrobras, Rio de Janeiro, 15(2):265-287. 
 
Montañez, I.P., Poulsen, C.J., 2013.The Late Paleozoic Ice Age: an evolving paradigm. Annual Review Earth Planet 
Science. 41:24.1-24.28. 
 
Nogueira, M. S., Netto, R.G., 2001. Icnofaunada Formação Rio do Sul (Grupo Itararé, Permiano da Bacia do Paraná) 
na pedreira Itay-Itauna, Santa Catarina, Brasil. Acta geológica leopoldensia. Estudos tecnológicos, 24(52-53):397-
406. 
 
Rocha-Campos, A.C., Ernesto, M., Sundaram, D., 1981. Geological, palynological and paleomagnetic investigations 
on late paleozoic varvitos from Paraná Basin, Brazil. 3º Simpósio Regional de Geologia, 2. 
 
Saltzman, M.R., 2002. Late Paleozoic ice age: oceanic gateway or pCO2? Geology, 31:151–54. 
 
Schemiko, D.C.B., Vesely, F.F., Rodrigues, M.C.N.L., 2019. Deepwater to fluvio-deltaic stratigraphic evolution of a 
deglaciated depocenter: The early Permian Rio do Sul and Rio Bonito formations, southern Brazil. Journal of South 
American Earth Sciences, 95. 
 
Schneider, R.L., Muhlmann, H., Tommasi, E., Medeiros, R.A., Daemon, R.A., Nogueira, A.A., 1974. Revisão 
estratigráfica da Bacia do Paraná In: XXVII Congresso Brasileiro de geologia, Porto Alegre, 41-65. 
 
Silva, D.C., Vega,C.S., Vesely, F.F., Schemiko, D.C.B., Bolzon, R.T., 2008. First occurrence of a well-preserved 
jumping trackway in late paleozoic glacially-related deposits, Paraná Basin, Brazil, and Paleoenvironmental 
implications. Dissertação de Mestrado, Universidade Federal do Paraná. 
 
Silva, J.G.R., Azambuja Filho, N.C., 2005.Cicloestratigrafia do Eopermiano – Estudo de caso no Grupo Itararé, Bacia 
do Paraná (parte 2): Evidências de indução astronômica (orbital e solar) no clima e na sedimentação. Revista 
Brasileira de Geociências, 35. 
 
Veevers, J.J. & Powell, C.A., 1987. Late Paleozoic glacial episodes in Gondwanaland reflected in transgressive-
regressive depositional sequences in Euramerica. Geological Society of America Bulletin, 98:475-487. 
 
Weinschuütz, L.C., Castro, J.C., 2005. A Sequência Mafra Superior/Rio do Sul Inferior (Grupo Itararé, 
Permocarbonífero) em sondagens testemunhadas da região de Mafra, SC, margem leste da Bacia do Paraná. 
Geociências, São Paulo, 24:131-141. 
 
Wildner, W; Camozzato, E.; Toniolo, J.A.; Binotto, R.B.;Iglesias, C.M.F.; Laux, J.H., 2014. Mapa geológico do estado 
de Santa Catarina. Porto Alegre: CPRM. Escala 1:500.000. Programa Geologia do Brasil. Subprograma de 
Cartografia Geológica Regional. 
 
 
Wilner, E., Weinschütz, L.C., 2008. Comunicado de ocorrência de conodontes na Formação Rio do Sul, Grupo 
Itararé, Permiano Superior da Bacia Sedimentar do Paraná na região de Mafra, SC. Boletim da Sociedade Brasileira 
de Paleontologia. 
 
Dados Acadêmicos 
Modalidade: Mestrado. Data do Exame de Qualificação: abril/2022. 
Data de Ingresso na Pós-Graduação: abril/2020; Área de Concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: 
Análise de Bacias Sedimentares. 
Possui Bolsa: Não. 
 
 
 
 
 
 
Título: Avaliação geoambiental da Ilha da Trindade (Brasil) 
 
Fernanda Avelar Santos 
 
fernanda.avelars@gmail.com 
Orientadora: Maria Cristina de Souza 
Coorientador: Rodolfo José Angulo (LECOST/UFPR) 
 Lázaro Valentin Zuquette (EESC/ USP) 
 
Palavras-Chave: fontes de eventos perigosos; geotecnologias; mapeamento geológico-geotécnico. 
 
Introdução 
A Ilha da Trindade é o território offshore brasileiro mais distante da costa, situada no Atlântico Sul 
(20.5°Sul, 29.3°Oeste), dista 1.140 km do setor sudeste da margem continental brasileira. Atualmente, 
possui uma discreta área emersa com 13 km², 6 km de comprimento, 2,5 km de largura e 600 m de altitude 
máxima. Desde a sua descoberta no início do século XVI (Lobo, 1919) a Ilha da Trindade foi ocupada 
esporadicamente e de maneira descontínua, sendo que somente a partir de 1957 passou a ser ocupada 
permanentemente pela Marinha Brasileira até os dias atuais (Mayer, 1957, Almeida, 2002). Devido à 
morfologia e evolução natural da paisagem a atual ocupação da ilha está exposta a processos geológicos 
exógenos, principalmente aos eventos relacionados a processos erosivos decorrentes da ação das águas 
e de movimentos de massa gravitacionais relacionados à queda, tombamento e fluxo de blocos de rochas. 
Portanto, o objetivo desse estudo é avaliar e determinar, por meio das premissas da cartografia 
geoambiental, a suscetibilidade para cada tipo de fonte de eventos naturais perigosos e propor medidas 
de prevenção e remediação viáveis de serem aplicadas na ilha. As técnicas aplicadas na presente 
pesquisa, podem ser reproduzidas em regiões remotas ou de difícil acesso, que apresentam relevos 
acidentados de difícil caminhamento, que demandem poucos recursos humanos e baixo custo para serem 
executadas. 
 
Figura 1: Localização da Ilha da Trindade no extremo leste da Cadeia Vitória Trindade no Oceano Atlântico Sul, 
(Imagem: GEBCO, 2020). Detalhe do modelo digital de elevação da Ilha da Trindade com destaque à área habitada 
na costa leste. Também mostra a ilha vista em perfil (orientação SE – NW) que explicita o atual relevo acidentado 
constituído por estruturas vulcânicas remanescentes. 
Contexto Geoambiental da Ilha da Trindade 
Almeida (1961) delimitou estratigraficamente a ilha em cinco episódios vulcânicos constituídas por 
derrames, estruturas fonolíticas e sequências piroclásticas, que foram nomeados nas seguintes unidades, 
em ordem cronológica: Complexo de Trindade (CT), Sequência Desejado, Formação Morro Vermelho 
(FMV), Formação Valado e Vulcão do Paredão. O relevo atual da ilha é resultado da intensa erosão pluvial 
do edifício vulcânico e caracteriza-se pela sua heterogeneidade geomorfológica e geológica. Os diversos 
montes íngremes proeminentes na paisagem correspondem a estruturas remanescentes dos antigos 
vulcões que construíram o terreno emerso da ilha, tais como diques, necks e domos (Almeida, 1961), 
além de cones de escórias remanescentes (Figura 1). Em relação ao clima, predomina o Tropical 
Oceânico (Marinha do Brasil, 2011), que é caracterizado pelas elevadas temperaturas (variam entre 
22.9 °C e 27,7 °C), alto teor de umidade (evaporação oceânica) e média de precipitação anual de 921mm, 
com mínimo de 64 mm e máximo de 215 mm de médias mensais (Pedroso et al. 2017). Devido a sua 
posição geográfica a ilha encontra-se sujeita a eventos climáticos episódicos, tais como ciclones 
extratropicais, linhas de instabilidade e frentes frias (Cavalcanti et al., 2009). 
Materiais e Métodos 
Para a realização do estudo foi adaptada a metodologia de mapeamento geotécnico ambiental, 
desenvolvida na Escola de Engenharia de São Carlos da Universidade de São Paulo (EESC – USP), que 
consiste na elaboração de uma sequência hierarquizada de mapas. Devido à ausência de dados técnicos 
e temporais fundamentais para estudos geotécnicos, e a inexistência de modelos digitais do relevo que 
permitam visualizar as feições na escala de detalhe, os atributos foram coletados integralmente no 
presente estudo, a partir de três etapas de campo (maio de 2017, abril de 2018 e 2019), laboratório e pós 
processamento de dados. A escala adotada foi de 1:1.500. A seguir encontram-se detalhadas as etapas 
do estudo, que inclui as variáveis delimitadas como inerentes aos processos geodinâmicos da área de 
estudo (Figura 2). 
 
 
Figura 2: Workflow das etapas desenvolvidas no presente estudo. Os quadros em azul referem-se as etapas já 
concluídas, em amarelo representam os dados que serão obtidos até o fim do projeto (banco de dados temporal), 
em verde as etapas que estão em andamento e em vermelho as etapas futuras (serão concluídas até a defesa da 
tese em 10/2022). 
Resultados 
Conforme proposto no projeto de pesquisa, a primeira etapa refere-se à aplicação de geotecnologias 
(RPAS, RTK GNSS, Laser Scanner) para estudos geoambientais. Neste trabalho, os métodos de 
aquisição foram executados na parcela (área piloto) selecionada para o monitoramento das feições ativas 
(próximas da ocupação). 
A segunda etapa da pesquisa trata-se do mapeamento geológico-geotécnico, que inclui os tipos de 
eventos perigosos identificados e os seus mecanismos deflagradores. A partir dos mapas temáticos, 
monitoramentos e análisedos dados obtidos até o momento, as bacias hidrográficas habitadas (3,5 km²) 
foram divididas em nove unidades geológica-geotécnicas (Figura 3), que encontram-se sumarizadas a 
seguir. 
 
 
Figura 3: Mapa simplificado das unidades geológica-geotécnicas da área de estudo na Ilha da Trindade (Curva de 
nível de 5 em 5 metros, fotografia aérea de 2018 disponibilizada pela Universidade Federal de Viçosa). 
• Unidade 1: Vale efêmero localizado na zona central da área de estudo, no qual afloram rochas da 
FMV. Foram identificados derrames nefeliníticos (camadas descontínuas, moderadamente até muito 
alteradas, alto grau de fraturamento, localmente friáveis, variação na densidade de vesículas). Tais 
derrames encontram-se intercalados por depósitos piroclásticos fragmentados, nos quais afloram na base 
dos estratos tufo brecha (espessura máxima 45 m, horizontes descontínuos, friáveis, extremamente 
alterados, alta densidade de cavidades com até 2 m de diâmetro), sobrepostos por lapili tufo e tufo 
(espessura máxima de 1 m, descontínuos, completamente alterados, friáveis, textura parcialmente 
preservada). Identificou-se a montante do vale (equivalente ao cone de escória remanescente da FMV) 
alta densidade de erosão linear (sulcos e ravinas). Ao longo do vale ocorrem erosão marginal, erosão 
interna, movimento de massa gravitacionais tais como fluxo (de lama e detritos), queda e rolamento (de 
blocos e detritos). A jusante o vale aprofunda-se (máx. 20 m de profundidade) e alarga-se (máx. 35 m de 
largura) com a exposição dos tufos brechas (feição linear tipo voçoroca), no qual identificou-se evidências 
de materiais geológicos expansivos (trincas em superfície e profundidade), evidências de subsidência 
natural (feições de afundamento e colapso nas vertentes), erosão marginal e assoreamento. 
• Unidades 2, 3, 4: Encostas, que afloram a FMV, e destacam-se devido à alta densidade de feições 
erosivas lineares (sulcos, ravinas e voçoroca), além de apresentar baixa cobertura vegetal (esparsas, 
pequeno a médio porte, eventualmente inclinadas). Destaca-se a espécie exótica Guilandina bonduc 
(porte médio), que caracteriza-se por ocorrer isoladamente (sem outras espécies, como as gramíneas 
que são comuns e endêmicas da região) criando halos de erosão ao seu redor. Os litotipos do substrato 
rochoso são os mesmos descritos na unidade 1. Os solos da área de estudo, ocorrem majoritariamente 
com espessuras centimétricas, apresentam baixo grau de evolução pedogenética e são 
predominantemente transportados. A formação de solo residual ocorre localmente nas regiões de baixa 
declividade. Além das feições erosivas lineares, identificou-se erosão intersulcos, fluxo (detritos, solo e 
blocos), movimentos gravitacionais complexos (queda/rolamento de blocos transformados em fluxo), 
evidências de materiais geológicos expansivos (trincas em superfície e profundidade). Além disso a 
unidade 2 (encosta mais próxima das edificações), que é delimitada no topo por depósitos de tálus (blocos 
decamétricos) da unidade 5, apresenta evidências de espalhamento e rastejo. As trilhas de acesso 
coincidem com áreas que apresentam erosão acelerada. Todas as drenagens dessas unidades são 
efêmeras. 
• Unidade 5: Trata-se da vertente de maior declividade, cujo materiais geológicos pertencem ao CT. 
A superfície é recoberta por sedimentos retrabalhados (espessuras métricas a decamétricas, 
pontualmente aflora substrato rochoso) de blocos predominantemente fonolíticos (< 1 m até > 30 m de 
diâmetro, levemente a moderadamente alterados). As direções de fluxos (N30W, N-S, N30E) são 
coincidentes com a localização das edificações. Os morros testemunhos do CT que compõem a unidade 
6, representam a principal fonte dos blocos. Os substratos rochosos que sustentam os depósitos de 
blocos são as sequências de derrame e rochas piroclásticas da FMV (limite leste, representam 15 % da 
área total) e brechas fonolíticas do CT. Tais brechas do CT foram descritas como mal selecionadas, com 
fragmentos de dimensões milimétricas a métricas, extremamente alteradas, predominantemente friáveis 
em superfície, com porções completamente alteradas nas quais verificou-se a formação de solo residual. 
As feições de movimento de massa gravitacionais do tipo quedas, rolamento e tombamentos (de detritos 
e blocos que geram depósitos de tálus nas vertentes), escorregamentos translacionais e em cunha, fluxos 
de blocos e detritos, movimentos complexos (queda/tombamento de blocos transformados em fluxo, 
escorregamentos seguidos de fluxo). Verificou-se erosão nas zonas aflorantes do substrato rochoso, e 
solos saprolíticos transportados. É constituída por drenagens efêmeras e limitada a oeste por uma das 
únicas drenagens perenes da área de estudo. Representa a unidade com a maior densidade de 
vegetação não exótica (gramíneas de porte pequeno a médio que recobrem 55% da superfície). No 
entanto verificou-se a supressão das gramíneas no limite leste, ambas relacionadas com o avanço 
(direção NE-NW) da Guilandina bonduc e dos processos erosivos (em profundidade e superfície) das 
unidades 2 e 4. 
• Unidade 6: Tratam-se das estruturas vulcânicas remanescentes do CT, descritas 
morfologicamente como neck (Pico preto) e domo (Pico Pontudo e Grazinas). Apresentam composição 
fonolítica, com grau de fraturamento alto, levemente até moderadamente alterados (intemperismo 
predominante nas descontinuidades). Em campo foram descritas cinco famílias de fraturas principais 
(direção preferencial NS e N30W). As análises geomecânica por meio de dados obtidos por Laser 
Scanner, estão em andamento. Verificou-se evidências de queda, tombamento, escorregamentos 
translacionais e em cunha. 
• Unidade 7: Localizada na zona oeste da área de estudo, o relevo assemelha-se com a unidade 5. 
É constituída por brechas do CT (mesmas características da unidade 5). O terreno é majoritariamente 
recoberto por blocos fonolíticos e piroclásticos do CT, e aproximadamente 60 % da superfície apresenta 
cobertura vegetal (gramíneas de porte médio). As feições de fluxos de blocos e detritos, erosão nas zonas 
aflorantes do substrato rochoso, e solos saprolíticos transportados. Nas regiões em que ocorrem a 
espécie Guilandina bonduc, observou-se avanço da erosão e denudação da superfície. A unidade é 
constituída por drenagens efêmeras. 
• Unidade 8: Corresponde a única drenagem perene da Ilha da Trindade que é viável de abastecer 
a habitação, na qual foi construída uma infraestrutura de captação e filtragem de água. A Ilha da Trindade 
é a única ilha oceânica brasileira com nascentes de água doce, o que viabiliza a ocupação no local. Nas 
vertentes do rio afloram rochas do CT, correspondentes a brechas (descritas na unidade 5 e 7), cujo 
horizontes são descontínuos, instáveis, extremamente alterados e predominantemente friáveis. Verificou-
se processo de assoreamento, evidenciado pela erosão marginal nas vertentes, detritos e blocos 
transportados no fundo do rio, além da água do rio apresentar coloração marrom após episódios chuvosos 
(água encanada da ocupação fica inviável de consumo durante eventos chuvosos episódicos). Verificou-
se que o avanço da Guilanda Bonduc está intensificando os processos erosivos na região. 
• Unidade 9: Localizada no sopé das encostas e próxima a costa, representa a região mais plana 
da área de estudo (correspondente a planície aluvial, praias modernas de areia e cascalho). É constituída 
por sedimentos transportados (finos até blocos decamétricos) da FMV e CT. Verificou-se formação de 
solo residual. Representa a unidade na qual concentra-se as atividades antropogênicas, que inclui 
edificações, infraestrutura, alojamentos, áreas de lazer e também o principal acesso da ilha da Trindade 
(praia da Calheta, e secundariamente a praia dos Portugueses). 
 
Os resultados parciais dos monitoramentos executados demonstraram que a área mapeada apresenta 
uma intensa erosão hídrica condicionada pela ação do escoamento de águas superficiais, ocorrendo 
desdeerosões no estágio inicial (intersulcos) até erosões lineares profundas. Assim, o que pode ser 
observado é uma fase de intenso desgaste do relevo e formação de vales a partir de feições estruturais 
primárias (lineamentos). Além disso, os eventos climáticos episódicos (alta pluviosidade e intensidade em 
um curto período) são importantes agentes no transporte e remoção de solos, bem como na deposição. 
Discussões e Conclusões 
O levantamento geoespacial por meio de geotecnologias demonstraram-se fundamentais nos estudos 
geoambientais de detalhe. Tais modelos (resolução espacial e altimétrica centimétrica) executados, 
permitiram visualizar e mensurar as feições erosivas, gravitacionais, lineamentos e descontinuidades, 
quebras de relevo, e relacionar feições com as fácies litológicas aflorantes. Tais análises são inviáveis de 
serem executadas a partir dos dados geoespaciais pré-existentes. Além disso, as bacias hidrográficas da 
região habitada diversos problemas de ordem geoambiental, tais como a existência de setores sob risco 
de desestabilização, processos geodinâmicos ativos com geração contínua de sedimentos, 
suscetibilidade natural à ocorrência de processos erosivos e gravitacionais, assoreamento da drenagem 
de captação de água, supressão da cobertura vegetal e exposição dos terrenos, além do uso inadequado 
do terreno referentes as trilhas de acesso mal planejadas. A Ilha da Trindade é constituída por litotipos 
extremamente suscetíveis ao intemperismo químico e físico, que aliados aos aspectos fisiográficos da 
região, contribuem para uma dinâmica superficial intensa associada a erosão acelerada. 
Os resultados alcançados até o presente ponto da pesquisa concernem as variáveis independentes 
inerentes aos processos geodinâmicos da ilha (representadas cartograficamente e numericamente) que 
permitiram compreender como se comportam e se agrupam. A pesquisa encontra-se no estágio do 
zoneamento geológico-geotécnico, para que então tais variáveis sejam aplicadas a modelos numéricos 
para gerar os documentos cartográficos interpretativos. Devido à exposição e heterogeneidade dos 
processos geodinâmicos em uma área relativamente pequena, a Ilha da Trindade é uma excelente área 
piloto para entender os mecanismos e interações dos processos modeladores da paisagem em regiões 
tropicais e montanhosas. 
Atividades Futuras 
As próximas etapas consistem: a) concluir o zoneamento geológico-geotécnico; b) etapa de campo para 
concluir o mapeamento digital de detalhe (RPAS com pontos de controle) em toda a área de estudo, dar 
continuidade aos dados de monitoramento, realizar a manutenção do pluviógrafo; c) concluir as análises 
físicas das amostras de solos; d) executar a modelagem numérica de interpolação das variáveis para a 
determinação quantitativa da suscetibilidade dos processos perigosos; e) participação no 17º Congresso 
Brasileiro de Geologia de Engenharia e Ambiental (2021). 
Agradecimentos 
Ao Laboratório de Estudos Costeiros da UFPR (LECOST), a Marinha do Brasil, ao Conselho Nacional de 
Pesquisa (CNPq) e à Comissão Interministerial para os Recursos do Mar (CIRM) pela infraestrutura apoio 
logístico e financeiro através do projeto número 442865/2015-5. A Coordenação de Aperfeiçoamento de 
Pessoal de Nível Superior (CAPES) pela bolsa de estudo. 
Referências 
Almeida, F.F.M., 1961. Geologia e petrologia da Ilha de Trindade. Rio de Janeiro: Div. Geol. Miner. DNPM, mapa. 
(Monogr. XVIII), 198 p. 
Almeida, F. F. M., 2002. Ilha de Trindade: Registro de vulcanismo cenozoico no Atlântico Sul. Schobbenhaus, C.; 
Campos, DA; Queiroz, ET, Winge, M, 369–377. 
Cavalcanti, I.F.A, Ferreira, N.J., Dias, Silva, M.G.A.J. da, Dias, M.A.F. da, 2009. Tempo e Clima no Brasil. São Paulo: 
Oficina de Textos, 13, 197-212. 
General Bathymetric Chart of the Oceans (GEBCO), 2020. Válida em: https://www.gebco.net/. Acessado em: junho 
de 2020. 
Marinha do Brasil, 2014. Comando do 1º Distrito Naval. Válida em: https://www1.mar.mil.br/com1dn. Acessado em: 
maio de 2018. 
Pedroso, D., Panisset, J. de S., Abdo, L.B.B., 2017. Climatologia da Ilha da Trindade. In: Protrindade: programa de 
pesquisas científicas na Ilha da Trindade. 10 anos de pesquisas. Secretaria da Comissão Interministerial para os 
Recursos do Mar -SECIRM. Brasília, pp. 200. 
Lobo, B., 1919. Conferência sobre a Ilha da Trindade. Arquivos do Museu Nacional, 22, 105-169. 
Mayer, E.M.,1957. Trindade, ilha misteriosa dos trópicos. Livraria Tupã Editora. Rio de Janeiro, pp. 159. 
Dados Acadêmicos 
Modalidade: Doutorado. Data do Exame de Qualificação: 02/2021. Título Original do Projeto de Pesquisa: 
Mapeamento geológico-geotécnico e estudo da suscetibilidade à erosão e movimentos de massa gravitacionais na 
Ilha da Trindade - Brasil. 
Data de Ingresso na Pós-Graduação: 09/2018; Área de Concentração: Geologia Ambiental.; Linha de Pesquisa: 
Evolução, dinâmica e recursos costeiros. Possui Bolsa: Sim (CAPES). 
https://www.gebco.net/
 
 
FAUNA E AMBIENTE DEPOSICIONAL DA FORMAÇÃO GUABIROTUBA 
(BACIA DE CURITIBA) 
 
FERNANDO ANTONIO SEDOR 
sedor@ufpr.br 
Orientador (a): Prof. Dr. Rodolfo José Ângulo (Departamento de Geologia/Universidade Federal do Paraná) 
 
Palavras-Chave: Formação Guabirotuba; Paleogeno; Eoceno 
 
Introdução 
 O que se conhece sobre a origem e evolução dos mamíferos paleógenos sul americanos provem 
de algumas poucas localidades fossilíferas. No Brasil ocorrem apenas três bacias sedimentares 
paleógenas contendo fósseis de mamíferos: Itaboraí (Eoceno inferior); Taubaté (Oligoceno-Mioceno 
Superior) e Curitiba (Fm. Guabirotuba - Eoceno médio-superior). Na última década o elenco faunístico 
de vertebrados fósseis para a Fm. Guabirotuba aumentou (Liccardo & Weinschütz 2010, Rogério et al. 
2012, Sedor et al. 2014; Silva et al. 2014; Dias et al. 2014). Mais recentemente, com base em fósseis de 
mamíferos, Sedor et al. (2017) nominaram essa assembleia de “Fauna Guabirotuba” e a descreveram. 
Todos os fósseis conhecidos desta formação provêm de uma única localidade, o Geossítio Bacia 
Sedimentar de Curitiba 1 - GBSC 1, situado na margem da rodovia BR 277, Contorno Sul, cidade de 
Curitiba (PR) - 25º30’30” S e 49º20’30” W (Fig. 1). 
 
 
Fig. 1: Mapa com abrangência da Formação Guabirotuba, Bacia de Curitiba, indicando a localização do “Geossítio 
Bacia Sedimentar de Curitiba 1” (GBSC 1). 
 
 A Fm. Guabirotuba foi formalmente definida por Bigarella et al. (1961). Becker (1982) subdividiu 
a bacia nas formações Guabirotuba, Tingüis e Boqueirão, mas para Salamuni (1998) apenas as 
formações Guabirotuba e Tingüis seriam aceitas. Segundo Lima et al. (2013), trata-se de uma planície 
de inundação com condições climáticas úmidas, alternadas por períodos mais secos. Estudos que 
 
abordam tafocenoses paleógenas continentais no Brasil são escassos (e.g. Bergqvist & Almeida 2001, 
Bergqvist et al. 2011, Cunha et al. 2014, Cunha 2016). A idade de deposição da Fm. Guabirotuba tem 
sido um tema controverso, porém a correlação da “Fauna Guabirotuba” (Sedor et al. 2017) com outras 
localidades da América do Sul indica que ela seja do Eoceno médio-superior (Barrancano SALMAs). 
 As recentes descobertas paleontológicas no afloramento GBSC 1 da Fm. Guabirotuba tornaram 
esta unidade de grande relevância para estudos paleoambientais, geocronológicos e bioestratigráficos 
no contexto regional, nacional e internacional. Faz-se necessário o uso de abordagens e técnicas 
relacionadas à diagênese dos fósseis que confirmariam as interpretações feitas anteriormente acerca 
do paleoambiente, idade, clima, fauna associada e processos atuantes na Fm. Guabirotuba, em 
particular os obtidos no afloramento fossilífero GBSC 1. 
 O principal objetivo desta proposta é dar continuidade à análise faunística, paleoambiental e 
tafonômica da Fm. Guabirotuba, buscando evidências que possibilitem associar ambiente deposicional 
e paleoclima. Os objetivos específicos são (i) análisar fácies, associação de fácies e arquiteturadeposicional do sitio GBSC 1 (ii) prospectar e analisar indicadores paleontológicos para o refinamento 
da interpretação paleoambiental, (iii) analisar o cimento e preenchimento mineral dos ossos (lâminas 
petrográficas) e (iv) dar continuidade aos estudos taxonômicos de vertebrados da Fm. Guabirotuba para 
refinamento da idade proposta. 
 
Estado da Arte 
 O isolamento da América do Sul durante o Cenozoico propiciou a evolução de uma fauna 
peculiar de mamíferos exclusivos ou “nativos” do continente. O que se conhece sobre geocronologia, 
taxonomia e sucessões de faunas de mamíferos na América do Sul baseia-se em cerca de 20 unidades 
biocronológicas intracontinentais ou South American Land Mammals age - SALMAs (e.g Simpson 1948; 
Patterson & Pascual 1968; Marshall et al. 1983; Pascual & Ortiz Jaureguizar 1990; Flynn & Swisher 
1995; Pascual et al. 1996; Woodburne et al. 2014). No entanto, existem lacunas temporais e 
geográficas consideráveis no registro paleontológico. As ocorrências de fósseis eocênicos relacionados 
com a “Fauna Gurabirotuba” são, na maioria, de regiões de alta latitude. 
 A correlação da “Fauna Guabirotuba” com outras faunas sul americanas possibilitou atribuir 
idade eocênica média-superior (Barrancano-SALMAs - 42 e 39 M.a.) para esta formação, mas ainda se 
faz necessário aumentar o refinamento taxonômico dos fósseis desta unidade. 
 
Material e Métodos 
 O principal método consiste em aplicar os conceitos de análises de fácies e associação de fácies 
(e.g. Fritz & Moore 1988; Walker 1992; Posamentier & Walker 2006). Serão realizadas descrições de 
afloramentos e análises sedimentológicas e petrográficas para subsidiar o refinamento tafonômico (e.g. 
Behrensmeyer 1978, 1982, Lyman 1994 e Montalvo et al. 2005). 
 A coleta de dados sedimentológicos e paleontológicos será realizada com estudos de campo e 
materiais depositados em coleções de Paleontologia. Tanto a coleta como a preparação dos fósseis 
deverão seguir técnicas convencionais da Paleontologia e também serão utilizadas imagens de 
radiografias e tomografias computadorizadas. A terminologia anatômica seguirá textos clássicos (e.g. 
 
Flower 1885, Jayne 1898). A determinação taxonômica utilizará comparação com a literatura, réplicas e 
coleções brasileiras e do exterior. 
 
Resultados 
 Até o presente realizou-se levantamento bibliográfico, 10 saídas a campo para coletas de dados 
paleontológicos e geológicos, preparação de espécimes para determinação taxonômica e para 
interpretação tafonômica. O artigo “On the Presence of the eocenic Euphractinae Utaetus Buccatus in 
the Guabirotuba Formation (Curitiba Basin) and its osteoderms morphological diversity”foi finalizado. 
Recentemente foram apresentados dados com refinamentos dos métodos, taxonomia e novas 
ocorrências da “Fauna Guabirotuba” em eventos nacionais e internacionais (Klimeck et al. 2019, Lima et 
al. 2019a, b, Matias et al. e Silva et al. 2019). 
 
Discussão e Conclusões 
 A Fm. Guabirotuba é a única de idade barrancana no território brasileiro e representa um dos 
poucos sítios paleontológicos desta idade em toda a América do Sul. O GBSC 1 é o único afloramento 
fossilífero conhecido da Fm. Guabirotuba e apresenta uma diversificada fauna de vertebrados. Os 
resultados desta pesquisa terão reflexos regionais e continentais, tanto geológicos como 
paleoambientais que se refletirão nos conhecimentos sobre a origem, evolução e distribuição da fauna 
de mamíferos durante o Eoceno. Os estudos sobre a “Fauna Guabirotuba” representam uma importante 
contribuição ao estudo da evolução de mamíferos sul-americanos, fornecendo dados importantes para 
estudos paleobiogeográficos e paleoecológicos futuros. 
 A presença de Utaetus buccatus (Euphractinae) na Fm. Guabirotuba, que originalmente era 
encontrado exclusivamente na Patagônia e no Noroeste argentino, amplia a distribuição deste táxon 
para baixas latitudes e fornece relevantes informações tafonômicas e de diversidade morfológica desta 
espécie, confirmando a idade Barrancano para esta unidade. 
Atividades Futuras 
 Continuidade da revisão bibliográfica, expedições a campo para coleta de fósseis e dados 
tafonômicos, interpretação de fáceis e de lâminas petrográficas, preparação de material e consulta a 
coleções científicas no Brasil e exterior para comparação e refinamento taxonômico. Publicação do 
primeiro artigo (finalizado), finalização e publicação do segundo artigo (A presença de “Aves do Terror” 
(Phorusrhacidae) na Fm. Guabirotuba e implicações tafonômicas e paleobiogeográficas) até agosto de 
2021 e que se encontra em andamento, além da participação em evento científico na Argentina (data a 
definir). 
Agradecimentos 
 O autor expressa seus agradecimentos ao Museu de Ciências Naturais (MCN-CB-UFPR) pelo 
apoio e infraestrutura fornecida e ao Programa de Pós-Graduação em Geologia – UFPR, por possibilitar 
o desenvolvimento desta proposta. 
 
Referências 
Becker R.M. 1982. Distribuição dos sedimentos cenozoicos na Região Metropolitana de Curitiba e sua relação 
com a estrutura geológica e morfológica regional. PhD thesis, Univers. Federal do Rio Grande do Sul, 237p. 
 
Behrensmeyer A. K. 1978. Taphonomic and ecologic information from bone weathering. Paleobiology, 4:150-162. 
Behrensmeyer A. K. 1982. Time resolution in fluvial vertebrate assemblages. Paleobiology, 8(3):211-227. 
Bergqvist, L.P.& Almeida, E.B. 2001. Aspectos tafonômicos observados na bacia de São José de Itaboraí, Rio de 
Janeiro (Paleoceno Superior). Revista Brasileira de Paleontologia 2:133-134. 
Bergqvist L.P., Almeida E. B. & Araújo-Júnior H. I. 2011. Tafonomia da Assembleia fossilífera de mamíferos da 
“Fenda 1968”, Bacia de São Jos.é de Itaboraí, Estado do Rio de Janeiro, Brasil. Revista Brasileira de 
Paleontologia, 14(1):75-86 
Bigarella J.J., Salamuni R. & Ab’ Saber N.A. 1961. Origem e ambiente de deposição da Bacia de Curitiba. Boletim 
Paranaense de Geografia, Curitiba 4:71-81. 
Cunha, R F., Dias E., Sedor F.A. & Fernandes L.A. 2014. Taphonomic Aspects of vertebrate fossils on the 
Guabirotuba Formation (Curitiba Basin, Paleogene), Paraná, Brazil. Mendoza, Argentina, Abstract IV 
International Palaeontological Congress, p 691. 
Cunha, R.F. 2016. Contexto paleoambiental e tafonomia da assembléia fóssil da Formação Guabirotuba, Bacia de 
Curitiba, Paraná. Dissertação de Mestrado, Universidade Federal do Paraná, 120 p. 
Dias, D.D., Oliveira E.V., Silva D.D. & Sedor, F.A. 2014. Paleogene Metatheria from the Guabirotuba Formation, 
Curitiba Basin, Paraná, Brazil: Taxonomy and Fauna Correlation. Mendoza, Argentina, Abstract IV International 
Palaeontological Congress, p.380. 
Flynn J.J.; Swisher C.C. III 1995. Cenozoic South American land mammal ages: correlation to global 
geochronologies. In: Berggren WA, Kent DV, Aubry M-P, Hardenbol J (eds) Geochronology, Time-scales and 
Global Stratigraphic Correlation: A Unified Framework for an Historical Geology. Soc Strat Geol Spec Pub 
54:317–333. 
Fritz W.J.& Moore J.N. 1988. Basics of physical stratigraphy and sedimentology. New York, J. Wiley. 371p. 
Klimeck T. D. F., Dias E. V., Oliveira E.V., Silva D.D. & Sedor F. A. 2019. New skeletal elements of Utaetus 
(Euphractinae, “Utaetini”) from Guabirotuba Formation, Curitiba Basin, Brazil, Resúme. Simpósio “El Eoceno en 
América del Sur desde una mirada integradora” - Reunión de Comunicaciones de la Asociación Paleontológica 
Argentina, 2019, La Plata, Argentina. 
Liccardo A. & Weinschütz L.C. 2010. Registro inédito de fósseis de vertebrados na bacia sedimentar de Curitiba. 
Rev Bras Geoc, 40:330-338. 
Lima F.M., Fernandes L.A., Melo M.S., GÓES A.M. & Machado D.A.M. 2013. Faciologia e contexto deposicional 
da Formação Guabirotuba, Bacia de Curitiba (PR). Brazilian Journal of Geoogy 43:168-184. 
Lima L.C., Dias E.V., Oliveira E.V., Sedor F.A. 2019a. New material of Machlydotherium from Guabirotuba 
Formation (Barrancan), Curitiba Basin,Paraná, Brazil. Resúme. Simpósio “El Eoceno en América del Sur desde 
una mirada integradora” - Reunión de Comunicaciones de la Asociación Paleontológica Argentina, 2019, La 
Plata, Argentina. 
Lima L. C., Klimeck T. D. F., Sedor F. A. 2019b. Um novo Cingulata eocênico para a Formação Guabirotuba 
(Bacia de Curitiba), Paraná, Brasil. Resumos. PALEO PR/SC 2019 - Reunião Regional Anual da Sociedade 
Brasileira de Paleontologia, 2019, Jaguariaíva, PR. 
Lyman, R. L. 1994. Vertebrate taphonomy. Cambridge, Cambridge University Press. 524p. 
Marshall L.G., Hoffstetter R., Pascual R. 1983. Mammals and stratigraphy: geochronology of the continental 
mammal-bearing Tertiary of South America. Palaeovertebrata Mém Extra 1983:1–93. 
Matias F.; Barreto, G.; Sedor, F.A. & Dias EV. 2019. Busca por fósseis de pequenos vertebrados na Formação 
Guabirotuba, Bacia De Curitiba. Resumos. XXVII Semana Acadêmica de Biologia (16 a 19 de outubro de 
2019), Cascavel - Universidade Estadual do Oeste do Paraná - Unioeste. Cascavel, Paraná, Brasil. 
 
Montalvo, C.I. Cerdeño, E. & Alcalá, L. 2005. Análisis tafonômico de los macromamíferos del Mioceno superior de 
Caleufú (La Pampa, Argentina). Geogaceta 38:115-118. 
Pascual R. & Ortiz-Jaureguizar E. 1990. Evolving climates and mammal faunas in Cenozoic South America. J 
Human Evol 19:23–60. 
Pascual R., Ortiz-Jaureguizar E. & Prado J.L. 1996. Land mammals: Paradigm for Cenozoic South American 
geobiotic evolution. Münchner Geowissen Abhand (A) 30:265–319. 
Patterson B., Pascual R. 1968. The fossil mammal fauna of South America. Quarterly Review of Biology 
43(4):409–451. 
Posamentier H.W. & Walker R.G. (eds). 2006. Facies models revisited. SEPM-Society for Sedimentary Geology. 
532p. 
Rogério D.W., Dias E.V., Sedor F.A., Weinschütz L.C., Mouro L.D & Waichel B.L. 2012. Primeira ocorrência de 
Pleurodira (Testudines) para a Formação Guabirotuba, Bacia de Curitiba, Paraná, Brasil. Gaea – Journal of 
Geoscience 8(2):42-46. 
Salamuni E. 1998. Tectônica da Bacia Sedimentar de Curitiba (PR). Tese de Doutorado, Pós-graduação em 
Geociências, Universidade Estadual Paulista, Rio Claro. 
Sedor F.A., Oliveira E.V., Silva D.D., Fernandes L.A., Cunha R.F., Ribeiro A.M. & Dias E.V. 2014. A new South 
American Paleogene fauna, Guabirotuba Formation (Curitiba, Paraná State, South of Brazil). Mendoza, 
Argentina, Abstract IV International Palaeontological Congress, p.614. 
Sedor F.A., Oliveira EV., Silva D.D., Fernandes L.A., Cunha, R.F., Ribeiro A.M. & Dias E.V. 2017. New South 
American Paleogene Land Mammal Fauna, Guabirotuba Formation (Southern Brazil). Journal of Mammalian 
Evolution 24:39–55. 
Silva D.D., Oliveira E.V. & Sedor F.A. 2014. Paleogene Cingulata from the Guabirotuba Formation: taxonomy and 
biostratigraphy. Mendoza, Argentina, Abstract IV International Palaeontological Congress, p.379. 
Silva D.D., Dias EV, Vieira K.T.P., Sedor F.A. 2019. The presence of Pyrotheria in Guabirotuba Formation 
(Eocene-Barrancan SALMA), Curitiba Basin, Paraná, Brazil. Resúmen. Simpósio “El Eoceno en América del 
Sur desde una mirada integradora” - Reunión de Comunicaciones de la Asociación Paleontológica Argentina, 
2019, La Plata, Argentina. 
Simpson G.G. 1948. The beginning of the age of mammals in South America. Bulletin American Museum Natural 
History 9:1-232. 
Walker R.G. 1992. Facies models: Response to sea level change. Geological Association of Canada. 2ed. 211p. 
Woodburne M.O., Goin F.J., Bond M., Carlini A.A., Gelfo J.N., López G.M., Iglesias A. & Zimicz A.N. 2014. 
Paleogene Land Mammal Faunas of South America; a response to global climatic changes and indigenous 
floral diversity. Journal Mammalian Evolution 21: 1-73. 
 
Dados Acadêmicos 
Modalidade: Doutorado – acima de 12 meses. Data do Exame de Qualificação: set/2021. 
Título Original do Projeto de Pesquisa: “Fauna associada e ambiente deposicional da Formação Guabirotuba” 
(BACIA DE CURITIBA) 
Data de Ingresso na Pós-Graduação: 09/2018 
Área de Concentração: Geologia Ambiental 
Pesquisa: x. Pesquisa Evolução, dinâmica e recursos costeiros 
Possui Bolsa: não 
 
 
Aplicação da técnica de EBSD no estudo de porosidade e permeabilidade 
em arenitos bandados 
 
Flávia Priscila Souza Afonso 
fsouza.afonso@gmail.com 
Leonardo Lagoeiro (DEGEOL/UFPR) 
 
Palavras-Chave: arenito; microestruturas; porosidade. 
 
Introdução 
A porosidade é um dos parâmetros fundamentais para determinar o fluxo de fluidos através das 
rochas e do solo. No entanto, em vez de ser imutável, a porosidade geralmente evolui com o tempo, o 
que tem consequências importantes para uma série de processos, incluindo extração de hidrocarbonetos 
de reservatórios subterrâneos, bombeamento de águas subterrâneas em aquíferos e sequestro de 
carbono em formações geológicas. Para a indústria de petróleo e gás, em particular, entender os 
mecanismos que impulsionam a evolução da porosidade é um desafio crítico na avaliação da estratégia 
de extração e da viabilidade econômica (Girnun et al. 2020) 
Os processos que alteram a porosidade podem ser de natureza física ou química. Durante a 
compactação mecânica, por exemplo, os grãos podem ser reorganizados e até fraturados para reduzir o 
volume total de poros (Serra 1986; McDonald e Schmidt 1992; Chuhan et al. 2002, 2003; Bjørlykke 2006; 
Makowitz e Milliken 2003). Além disso, reações químicas, incluindo precipitação mineral, dissolução e 
substituição, também podem causar o fechamento dos espaços vazios ou até mesmo a criação de um 
novo espaço poroso (Taylor 1950; Dapples 1979; Chuhan et al. 2002; Anovitz et al. 2015). 
Dessa forma, uma maneira de avaliar a qualidade de um reservatório e caracterizá-lo a partir de 
dois aspectos importantes da diagênese: a superfície ou borda dos grãos detríticos e a cimentação, ou 
seja, material em solução o qual preenche e sela o espaço poroso. Além disso é importante considerar 
que as deformações naturais de rochas e sedimentos altamente porosos tendem a formar estruturas 
conhecidas como bandas de deformação, que variam com relação ao mecanismo de deformação e 
cinemática, dependendo das condições externas e propriedades intrínsecas do meio deformante. 
Segundo Fossen et al. (2007), as bandas de deformação em rochas porosas são zonas que tendem a 
aumentar a coesão e reduzir a porosidade e a permeabilidade se comparadas as fraturas comuns. 
Observações ao microscópio ótico, embora forneçam uma visão geral do agregado e seu espaço 
poroso, não permitem investigar os mecanismos de crescimento e seus aspectos cristalográficos. A 
aplicação da técnica de EBSD tem revelado feições microestruturais e cristalográficas importantes, 
relacionadas aos mecanismos de crescimento mineral e de suas orientações cristalográficas. Nesse 
sentido o EBSD pode ser uma técnica considerada crucial, uma vez que através dela pode-se obter dados 
cristalográficos essenciais ao entendimento dos mecanismos de crescimento de grãos de quartzo e seu 
cimento. 
Desta forma, o objetivo desta pesquisa é analisar as relações entre os grãos de quartzo detrítico 
e o cimento de sílica de rochas quartzosas. A caracterização dos aspectos relacionados a evolução 
dessas rochas nos permitirá entender a relação da porosidade e permeabilidade com o cimento de sílica. 
Além do mais, nos permitirá realizar a caracterização das microestruturas e suas relações cristalográficas, 
características estas que são fundamentais para o entendimento da influência das bandas de deformação 
na porosidade e permeabilidade destas rochas e de qual forma essas características influenciam na 
qualidade do reservatório. 
As rochas utilizadas para desenvolvimento desta pesquisa os são arenitos pertencentes ao Grupo 
Ilhas, localizado na Bacia de Tucano Central, estado da Bahia (Figura 1), referido ao intervalo 
Valanginiano - Aptiano, relacionado à fase rifte da Bacia. Os arenitos variam em granulometria da fração 
areia fina a média até areia grossa a muito grossa, com grânulose seixos dispersos ou alinhados ao 
longo das camadas com colorações amareladas e avermelhadas. Os grãos do arcabouço são comumente 
arredondados a subarredondados, apresentam esfericidade média a alta e seleção variando de moderada 
a pobre nas frações mais grossas, e de moderada a bem selecionada nas frações mais finas (Costa et 
al. 2004). 
 
 
Figura 1 - Localização da área de estudo - Grupo Ilhas – Bacia de Tucano Central (Fonte: modificado de Rodrigues 
2018). 
 
Estado da Arte 
O termo banda de deformação já foi utilizado em diversos campos da ciência, como por exemplo, 
na ciência dos materiais (Brown et al. 1968) e deformação cristaloplástica de rocha (Passchier e Trouw 
1996). No entanto, foi aplicado pela primeira vez no contexto da deformação de arenito por Aydin e 
colaboradores (Aydin 1978; Aydin e Johnson 1978, 1983). A compreensão a respeito dessas estruturas 
e sua influência no arcabouço estrutural das rochas ainda estão evoluindo. No entanto, é conhecido que 
diferentes tipos de bandas cinemáticas apresentam diferentes significados em relação aos mecanismos 
de deformação, alteração da estrutura dos poros da rocha e, portanto, porosidade e permeabilidade de 
possíveis rochas reservatórios (Fossen et al. 2007). A caracterização minuciosa da interferência das 
bandas de deformação em rochas com potencial reservatório necessita de uma análise estrutural e 
cristalográfica, que pode ser realizada através de técnicas como a Microtomografia Computadorizada por 
difração de raios-X (micro-CT) e a análise através da Difração de Elétrons Retroespalhados em 
Microscópio Eletrônico de Varredura (MEV-EBSD). 
O avanço tecnológico do micro-CT permite a análise tridimensional, não destrutiva, dos poros em 
microescala, além de quantificações automatizadas no volume. Além disso, a aplicação dos dados de 
micro-CT em cálculos e simulações de permeabilidade contribui significativamente para avaliação do 
potencial de um reservatório (Reis Neto et al. 2011). No estudo da porosidade em rochas são fornecidos 
dados qualitativos e quantitativos relacionados à forma, tamanho, distribuição, volume, área e 
conectividade dos poros, em microescala (Reis Neto et al. 2011). 
Aliada a técnica de Micro CT, a análise por EBSD é uma técnica micro analítica para MEVs, 
utilizada para estudo da estrutura cristalina e a orientação cristalina da superfície da amostra até a escala 
nanométrica que fornece informações valiosas sobre amostras cristalinas e policristalinas que auxiliam 
na caracterização e compreensão das propriedades dos materiais como morfologia do grão, limite de 
grão, bem como textura de orientação, tensões internas e defeitos nas amostras (Moreira 2012). O uso 
conjugado dessas técnicas permite entender a porosidade e permeabilidade das rochas, a interferência 
do cimento de sílica e ainda a influência das bandas de deformação na porosidade destas rochas. Ainda 
é uma técnica pouco utilizada para a caracterização de rochas com potenciais reservatórios, logo, este é 
um trabalho pioneiro de aplicação desta técnica em rochas quartzosas com este objetivo. 
 
Material e Métodos 
Para a realização desta pesquisa foi realizado um levantamento de estudos realizados em arenitos 
para determinação de sua porosidade, seguido de um vasto levantamento bibliográfico acerca da 
influência das bandas de deformação na porosidade e permeabilidade de arenitos além de um 
levantamento das técnicas usualmente utilizadas para caracterização da porosidade, permeabilidade e 
influência do cimento nestas rochas. A partir destas informações preliminares as amostras foram 
preparadas para análise. Inicialmente foram selecionadas áreas dentro e fora do bandamento, as mesmas 
foram cortadas com cerca de 1cm3 e embutidas com resina epóxi. A primeira análise realizada foi a 
microtomografia, por se tratar se uma análise não destrutiva e que não precisa de uma preparação 
minuciosa. Após a obtenção dos dados de microtomografia as imagens foram tratadas no software CT-
Analyser para gerar os dados percentuais de porosidade e ainda no software CTvox para gerar imagens 
dos poros. 
Para a aplicação da técnica de EBSD as amostras foram submetidas a um polimento e 
ultrapolimento a base de pastas diamantadas e sílica coloidal. Posteriormente foram selecionadas com 
auxílio de uma lupa, as áreas para aquisição de dados cristalográficos, determinação de possíveis feições 
microestruturais e informações acerca da caracterização da deformação. O processamento dos dados 
obtidos no EBSD foi feito utilizando o software Channel 5, no qual foram gerados mapas de fase, mapa 
de tamanho de grão, mapa de borda de grão, mapa de orientação cristalográfica e figuras de polo. 
 
Resultados 
Através da microtomografia, analisou-se a área AF - C localizada fora do bandamento (figura 2a). 
Constatou-se que esta área possui uma porosidade total de 29,3%, dentro desse valor, 28,87% 
corresponde a poros abertos e 0,69% refere-se a poros fechados (figura 2f), ou seja, quase 98 % da 
porosidade total 3D é composta por poros abertos. As análises de EBSD na área selecionada nos permitiu 
gerar um mapa de fases (figura 2c) onde foi constatado o quartzo como única fase mineral constituinte. 
Além disso foi detectada a existência de germinação do tipo dauphiné (figura 2c), que aliado as diferenças 
de orientações internas de até 11˚ dos grãos sugerem que eles foram deformados plasticamente. A 
distribuição do ângulo de desorientação representada no histograma de misorientation (figura 2e) nos 
mostra uma alta concentração de ângulos abaixo dos 11º, o que nos indica a presença de subgrãos. As 
figuras de distribuição dos polos de planos cristalográficos mostram que nessa área há uma tendência 
dos eixos cristalográficos c orientarem-se na direção da banda de deformação (Figura 2d). 
 
 
 
Figura 2 – a) amostra do arenito bandado; b) embutimento da área escolhida e marcação da área para análise de 
EBSD; c) mapa de fases; d) figuras de polo; e) histograma de misorientation; f) dados de microCT da amostra 
embutida. 
 
A amostra AF - D localizada dentro do bandamento (figura 3a) possui uma porosidade total de 
26,31%, dentro desse valor, 24,17% corresponde a poros abertos e 2,14% refere-se a poros fechados 
(figura 3f). As análises de EBSD na área selecionada nos permitiu gerar um mapa de fases (figura 3c) 
onde foi constatado o quartzo como única fase mineral constituinte. A distribuição do ângulo de 
desorientação representada no histograma de misorientation (figura 3e) nos mostra uma alta 
concentração de ângulos abaixo dos 11º, o que nos indica a presença de subgrãos que podem ser 
remetidos a uma deformação plástica. As figuras de distribuição dos polos de planos cristalográficos 
mostram que nessa área há também uma tendência dos eixos cristalográficos c (figura 3d). 
 
 
 
Figura 3 – a) amostra do arenito bandado; b) embutimento da área escolhida e marcação da área para análise de 
EBSD; c) mapa de fases; d) figuras de polo; e) histograma de misorientation; f) dados de microCT da amostra 
embutida. 
 
Discussões e Conclusões prévias 
As bandas de deformação analisadas nos arenitos da formação (??) bacia Tucano-Jatoba(??) 
indicam que essas feições foram formadas por localização da deformação em regime dúctil-ruptil. As 
bandas de deformação são assimétricas e de espessura de poucos centímetros. Nesses locais a 
deformação se concentra e os grãos mostram sinais tanto de microfraturamento como deformação cristal-
plástico. As duas amostras apresentam uma porosidade acima de 24% o que é um bom índice para 
rochas reservatório. A grande presença de subgrãos nas amostras, indicadas nos histogramas de 
misorientation pode ser um indicativo de que os grãos estão deformados, o que também pode explicar a 
presença de geminação dauphiné. As análises cristalográficas mostram que há um orientação dos eixos 
cristalográficos c do quartzo que se orientarem preferencialmente paralelo a direção das bandas de 
deformação, esses são indíciossugestivos de um crescimento orientado de grãos de quartzo, os quais 
crescem com maiores taxas paralelamente aos eixos de maior simetria. Apesar das duas amostras 
apresentarem porcentagem semelhantes de poros abertos, dentro do bandamento há um aumento de 
poros fechados em relação a área fora do bandamento, possivelmente a concentração dos materiais 
insoluveis a precipitação do quartzo, em constraste com o microfraturamento levam a um diminuicao da 
porosidade nessas bandas, uma vez que as bandas de deformação são locais onde os grãos de quartzo 
tem seus tamanhos reduzidos por microfraturamento, o que pode levar a uma canalização de soluções 
nesses locais auxiliando a dissolução dos grãos. 
 
Atividades Futuras 
Para as próximas etapas estão previstas as análises de outras duas amostras de áreas diferentes 
das já analisadas, além de aumentar as áreas de análise de EBSD da amostra D. 
 
Agradecimentos 
A autora agradece à UFPR pela estrutura cedida, ao programa de Pós Graduação de Geologia 
pela oportunidade de desenvolvimento desta pesquisa, ao Centro de Microscopia Eletrônica pela 
disponibilização de espaço físico, ao Instituto LACTEC/UFPR pelas análises de EBSD e ao Instituto 
LAMIR pelas análises de Micro CT. 
 
Referências 
Anovitz, L.M., Freiburg, J.T., Wasbrough, M., Mildner, D.F.R., Littrell, K.C., Pipich, V., Ilavsky, J., 2018. The effects 
of burial diagenesis on multiscale porosity in the St. Peter Sandstone: an imaging, small-angle, and ultra-small-angle 
neutron scattering analysis. Mar. Petrol. Geol. 92, 352–371. 
 
Aydin A. 1978. Small faults formed as deformation bands in sandstones. Pure and Applied Geophysics, 116: 913 – 
930. 
 
Aydin A. and Johnson A.M. 1978. Development of faults as zones of deformation bands and as slip surfaces in 
sandstones. Pure and Applied Geophysics, 116: 931–942. 
 
Aydin A. and Johnson A.M. 1983. Analysis of faulting in porous sandstones. Journal of Structural Geology, 5: 19–31. 
 
Bjørlykke, K., 2006. Effects of compaction processes on stresses, faults, and fluid flow in sedimentary basins: 
examples from the Norwegian margin. Spec. Publ. Geol. Soc. Lond. 253, 359–379 
 
Brown N., Duckett R.A., Ward I.M. 1968. Deformation bands in polyethylene terephthalate. British Journal of Applied 
Physics, 1: 1369 – 1379. 
Chuhan, F.A., Kjeldstad, A., Bjørlykke, K., Høeg, K., 2002. Porosity loss in sand by grain crushing—experimental 
evidence and relevance to reservoir quality. Mar. Petrol. Geol. 19, 39–53. 
Chuhan, F.A., Kjeldstad, A., Bjørlykke, K., Høeg, K., 2003. Experimental compression of loose sands: relevance to 
porosity reduction during burial in sedimentary basins. Can. Geotech. J. 40, 995–1011. 
Costa P.R.C.; Jardim de Sá E.F.; Alves da Silva F.C. 2004. Bandas de deformação na região de Jeremoabo (BA), 
Bacia do Tucano: implicações na compartimentação de reservatórios petrolíferos. 3° Congresso Brasileiro de P&D 
em Petróleo e Gás - IBP. p. 1-6. 
 
Dapples, E.C., 1979. Diagenesis of sandstones. In: Larsen, G., Chilingar, G.V. (Eds.), Diagenesis in Sediments and 
Sedimentary Rocks. Elsevier, Amsterdam, pp. 31–97. 
 
Fossen H., Schultz R.A., Shipton Z.K., Mair K. 2007. Deformation bands in sandstone review. Journal of the 
Geological Society, 164: 755 - 769. 
 
Girnun, Joshua & Emmanuel, Simon & Levenson, Yael & Anovitz, Lawrence. (2020). Quantification of mechanical 
compaction and cementation during contact metamorphism of sandstone. Journal of Structural Geology. 136. 
104062. 10.1016/j.jsg.2020.104062. 
 
Makowitz, A., Milliken, K.L., 2003. Quantification of brittle deformation in burial compaction, frio and mount simon 
formation sandstones. J. Sediment. Res. 73, 1007–1021. 
 
McDonald, D.A., Schmidt, V., 1992. Porosity Evolution of Sandstone Reservoirs. IHRDC, Boston, MA, p. 147. 
Moreira B.B. 2012. A Transformada de Hough aplicada à difração de elétrons retroespalhados. Monografia. Instituto 
de Ciências Exatas, Universidade Federal de Minas Gerais, Belo Horizonte, 71 p. 
 
Passchier C.W. and Trouw R.A.J. 1996. Microtectonics. Springer, Berlin, Alemanha. 
 
Reis Neto J.M.R., Fiori A.P., Lopes A.P., Marchese C., Coelho C.V.P., Vasconcello E.M.G., Silva G.F., Secchi R. 
2011. A microtomografia computadorizada de raios x integrada à petrografia no estudo tridimensional de porosidade 
em rochas. Revista Brasileira de Geociências, 41: 498 - 508. 
 
Rodrigues, Ricardo de Souza. Análise macro, meso e microscópica de bandas de deformação em arenitos porosos: 
aplicação na Bacia do Tucano-BA, NE do Brasil. 2018. 134f. Dissertação (Mestrado em Geodinâmica e Geofísica) - 
Centro de Ciências Exatas e da Terra, Universidade Federal do Rio Grande do Norte, Natal, 2018. 
 
Serra, O., 1986. Fundamentals of Well-Log Interpretation - 2. The Interpretation of Logging Data: Developments in 
Petroleum Science, p. 663. 
 
Taylor, J.M., 1950. Pore-Space Reduction in Sandstones, vol. 34. AAPG Bulletin, pp. 701–716. 
 
Dados Acadêmicos 
Modalidade: Mestrado - Qualificação. Data do Exame de Qualificação: Julho/2020. Título Original do Projeto de 
Pesquisa: Caracterização de rochas quartzosas porosas por meio de microanálise de EBSD; Data de Ingresso na 
Pós-Graduação: Abril/2019; Geologia exploratória; Linha de Pesquisa: Evolução Crustal; Possui Bolsa: Não. 
 
 
Mapeamento e descrição das descontinuidades da Mina de Mármore Água 
Boa, Almirante Tamandaré - PR 
Francisco Tomio Arantes 
E-mail: Francisco.tomio.fta@gmail.com 
Orientador (Geologia/UFPR): Dr. Eduardo Salamuni 
Coorientador (Geologia/UFPR): Dr. rer. nat. Germán Vinueza 
Palavras-Chave: Classificação geomecânica, Estabilidade de talude, Maciço rochoso 
Introdução 
 Para a abertura e manutenção de uma mina a céu aberto é de extrema importância, a obtenção 
in situ dos parâmetros geomecânicos do maciço rochoso, que serão por sua vez inseridos em softwares 
de modelagem para analisar a estabilidade dos taludes projetados e modelados. A heterogeneidade das 
famílias de descontinuidades dentro de um maciço rochoso forma planos de fraquezas que o 
interrompem, segmentando em porções de rochas intactas (Fiori e Carmignani 2009) e, 
consequentemente resultando na modificação dos comportamentos geomecânicos ao longo do maciço. 
Mesmo que o volume das descontinuidades seja irrisório, comparativamente às porções com rochas 
intactas, são elas que possuem o principal papel no condicionamento da deformação, percolação e 
resistências geomecânicos (Fiori e Carmignani 2009). Assim, para uma melhor planificação, construção 
e manutenção da geometria mais segura dos taludes de uma mina, conhecer essas estruturas é de suma 
importância. 
 A pesquisa, em andamento, tem como objetivo a caracterização do maciço rochoso da mina Água 
Boa, descrevendo suas descontinuidades estruturais, bem como seus parâmetros geomecânicos, a fim 
de relacioná-las às estruturas geológicas regionais. A área de estudo está localizada ao norte do 
município de Almirante Tamandaré, estado do Paraná, Brasil (Figura 1). 
 
A região tem como uma das principais atividades a extração de mármores para cal, tendo diversas 
frentes de explotação a céu aberto. Geologicamente a região está situada na Formação Capiru, formado 
por mármores, filitos e quartzitos, que compõe a totalidade dos metassedimentos do Grupo Açungui ao 
sul da Falha da Lancinha (Fiori 1992). O Grupo Açungui é formado pelas formações Capiru, Votuverava 
Figura 1– Mapa geológico (Carta SG-22-X-D Mineropar.) e vias de acesso (DNIT e IBGE 2015) à Mina Água Boa, 
localizado a norte de Curitiba no município de Almirante Tamandaré - PR 
e Antinha, que representam as lascas tectônicas empilhadas durante o fechamento da Bacia do Açungui, 
em consequência da tectônica de cavalgamento, devido a compressão NW-SE. Com a fase final do 
fechamento da bacia sedimentar, a região foi afetada por dobramentos, com eixos subhorizontais com 
direção NE-SW, que por sua vez foi seccionado pelo Sistema de Transcorrência Lancinha com mesma 
direção (Fiori et al. 2003). Porfim a região foi cortada por diversas falhas NW-SE e diques de diabásio 
com direção NW-SE de idade mesozoica, relacionados ao Arco de Ponta Grossa e a abertura do 
continente Gondwana (Franco-Magalhães et al. 2010). 
Estado da Arte 
 Classificação geomecânica: São sistemas criados para classificar o maciço rochoso, em vista 
dos parâmetros geomecânicos descritos em campo e/ou laboratórios. Sistema Q (Qualitative), criado por 
Barton et al. (1974), com o intuito de criar uma classificação quantitativa que pode ser descrita em campo. 
São considerados seis principais parâmetros geomecânicos junto a três outros multiplicados entre si, 
gerando o resultado Q ou índice de qualidade do maciço rochoso; Sistema RMR (Rock Mass Rating), 
proposto por Bieniawski (1974), semelhante ao sistema Q o RMR é gerado por seis parâmetros também 
descritos em campo, porém são somados gerando uma variante de 0 a 100; Sistema RQD ou índice de 
qualidade de rocha é um dos parâmetros para o cálculo do RMR. Foi proposto por Deere (1964), como o 
intuito de classificar qualitativamente a condição do maciço rochoso em campo. Sistema GSI (Geological 
Strenght Index), proposto por Hoek (1994), é um aprimoramento dos sistemas RMR junto ao Q, porém 
sua descrição é mais baseada em observações geológicas que o seus anteriores. Seu cálculo é feito 
através de uma tabela, onde no eixo horizontal é classificado a qualidade da superfície das 
descontinuidades (o decréscimo da qualidade segue sentido a direita da tabela). No eixo vertical está a 
classificação do travamento entre os blocos do maciço rochoso, ou seja, o quão estruturado ele se 
apresenta (o aumento da estruturação se dá do topo para a base). Junto ao GSI é calculado o valor de 
D, que é o índice associado à perturbação induzida no maciço pelos diferentes métodos para sua eventual 
escavação, gerando alívio nas tensões condicionantes. 
 Tipos de Rupturas: O mergulho e direção de um talude junto a suas descontinuidades, são os 
responsáveis pela formação das rupturas, onde uma ou mais descontinuidades podem influenciar nas 
condicionantes da movimentação. Esse fenômeno ocorre no momento em que as forças que 
estabilizavam o bloco são desobstruídas, gerando um alivio nas tensões condicionantes (Fiori e 
Carmignani 2009). Hoek & Bray (1981) descrevem quatro principais rupturas, que ocorrem conforme a 
intersecção das descontinuidades com o talude, além de seus ângulos de mergulho e direção (circular, 
planar, cunha e queda de blocos). 
Material e Métodos 
Foram realizadas três etapas de campos com o objetivo de caracterizar e classificar as 
descontinuidades, além de realizar o imageamento da mina por meio de um aerolevantamento realizado 
por drone. A primeira etapa de campo ocorreu em 07/2019 com duração de duas semanas e meia, quando 
foram utilizadas bússolas Clar e Brunton para a obtenção da direção e mergulho das descontinuidades 
do maciço. Para uma melhor organização foi utilizado uma planilha, cujo exemplo é mostrado na Tabela 
1. Neste caso, cada descontinuidade medida em campo foi descrita junto a parâmetros geomecânicos. 
Assim foi possível ao longo de três dias de campo separar as estruturas em famílias. 
Tabela 1: Exemplo de planilha utilizada nas etapas de campo, para a descrição dos parâmetros geomecânicos. 
Família Orientação 
Grau de 
alteração 
Abertura Espaçamento Persistência (JRC) Rugosidade 
Presença de 
Água 
AI 
346/89 
355/89 
IA Cerrado Pequeno Média 10 a 12 V Não 
EI 
125/89 
294/89 
III Cerrado Pequeno Elevada 10 a 12 IV Não 
Anotações complementares: 
Os parâmetros descritos permitem compreender como as famílias de descontinuidade se 
diferenciam geomecanicamente entre si. Assim na ordem apresentada na tabela é descrito: Grau de 
alteração, cujo parâmetro utilizado foi a classificação de rochas intemperizadas da Geological Society 
(1977), que se utiliza de números romanos para agrupar diferentes tipos de alterações, junto a letras para 
subdividir um mesmo grupo. Assim variando de I até VI, onde IA seria rocha sã e VI o solo residual de 
uma rocha; Abertura, tem como objetivo averiguar se há abertura na descontinuidade, e em existindo, 
medi-la utilizando também os critérios da Geological Society (1977). Esses parâmetros vão de cerrado 
(zero abertura) até aberta, onde a espessura ultrapassa os 200 mm. Existindo abertura, deverá ser 
descrito se há ou não preenchimento, e qual o material composto; Espaçamento é a frequência com que 
uma mesma família de descontinuidades ocorre em um determinado espaço. No campo utilizou-se de 
uma trena de 5 m para orientar os caminhamentos. Foram empregadas a classificação de espaçamento 
do ISMR (1983), que vai de <20 mm (extremamente pequeno) até >6000 mm (extremamente grande); 
Persistência, é medição utilizada para calcular quanto a descontinuidade está presente no talude, ou 
seja, se o talude possui 15 m mas a descontinuidade apresenta apenas 1m, ela é pouco persistente. 
Assim, foi utilizada a classificação de persistência da ISRM (1983), que vai de muito pequena (<1 m) até 
muito grande (>20 m); Rugosidade, é determinado pela aparência da superfície da descontinuidade nas 
escalas micro e meso, assim foram adotados os perfis de rugosidade de Barton e Choubey (1977), para 
descrever o JRC (coeficiente de rugosidade da descontinuidade que varia de 0 a 20, onde 20 e muito 
rugoso), que deve ser medido em escalas menores que 10 cm, ao passo que com escalas de 1 m até 10 
m emprega-se a classificação geral da rugosidade, proposta por ISRM (1978), que descreve três tipos de 
rugosidade: a escalonada, ondulosa e plana, que são subdividas, por sua vez, em rugosa, lisa e planar 
ou polida. Presença de Água, pode aumentar a susceptibilidade de ocorrer movimentação dos blocos, 
por tanto necessário descrever sua presença e quantificar se possível. Nos diferentes dias de 
levantamentos de campo, houve semanas de forte pluviosidade bem como clima seco prolongado, 
permitindo avaliar com mais precisão essa característica. 
Nas anotações complementares da planilha de campo era descrito o critério de falha de Hoek-
Brown (Hoek & Brown, 2018) do maciço ou GSI. Junto ao índice de resistência geológica é inferido o fator 
D, que vai de 0 (quando não há alterações) a 1.0 (quando há muita perturbação), onde os valores 
sugeridos, no caso de uma mina de grande porte, podem chegar a 1.0 se for produzida por desmonte a 
fogo de produção ou 0.7 se for por de escavação mecânica. 
A segunda etapa ocorreu em 11/2019, com o objetivo de realizar os levantamentos com o drone 
Phantom4 Professional. Foram realizados dois voos, cada um com duração próxima de 30 minutos, para 
o levantamento de toda a cava e seu arredor. Por fim, um último voo foi realizado para detalhar a principal 
bancada, onde foi levantada a maior parte dos dados. Para esse voo, diversos levantamentos verticais 
com espaçamento de 10 m foram realizados, estando a câmera do drone com angulação de 30º em 
direção à base da bancada, para gerar um melhor contraste nas fotos e facilitar o processamento e 
interpretação. A terceira etapa de campo ocorreu em 02/2020 com duração de duas semanas. O objetivo 
foi o de dar continuidade aos levantamentos dos parâmetros geomecânicos do maciço, porém com 
enfoque no topo da mina, onde há uma transição do mármore mais puro, para porções mais impuras, 
chegando a um filito. Seu intuito foi o de investigar se os padrões das descontinuidades da parte superior 
da bancada, era o mesmo da porção com mármore puro. 
Durante a primeira e a terceira etapa de campo, os dados foram compilados em planilhas 
eletrônicas, seguindo o modelo da Tabela 1 e plotados no software RocScience Dips 7.0. Para 
complementar a tabela, foi adicionada a direção de corte do talude (SE-NW, N-S, NE-SW) e a porção que 
foi medida [0-10 m (SE-NW), 10-20 m (SE-NW)...], possibilitando classificar de maneira mais sistemática 
as famílias de descontinuidades. Nas planilhas eletrônicas, foram gerados gráficos na planilha para a 
visualizaçãodo padrão geomecânico de cada família, permitindo generalizar o seu comportamento. 
Foram obtidas 7 principais famílias e um grupo com 40 descrições de descontinuidades que não 
encaixavam em nenhuma das outras famílias. As 7 famílias foram subdividas de acordo com ângulo de 
mergulho, direção (caso um ângulo fosse muito alto, era comum a direção mudar) e características 
geomecânicas. 
Na primeira etapa de campo foram coletadas amostras para o uso no tilt test (Alejano, et al. 2018) 
ou ensaio de inclinação, que possibilita determinar o ângulo de atrito interno de um material. Para realizar 
o teste, a amostra de mármore foi cerrada, e as superfícies geradas foram lixadas com lixa d’água 1200 
e 2000, diminuindo o máximo da rugosidade gerada pelo corte. Posteriormente, uma das amostras foi 
presa em uma prancha inclinável e a segunda amostra e sobposta a primeira, deixando ambas as 
superfícies lixadas em contado. Quando a amostra de cima, movimentar ao longo de 10% da extensão 
total da superfície o teste foi encerrado, medindo-se e o ângulo de inclinação da prancha em relação à 
horizontal, que corresponde ao ângulo de atrito interno da rocha. 
Resultados 
 Foram descritas 1208 descontinuidades em aproximadamente 180 m de caminhamento, onde 783 
são descrições do autor, 257 descritas por Hauari (2019) e 168 por mestrandos que auxiliaram em campo. 
Assim, foi possível classificar as seis principais famílias de falhas e fraturas e uma descontinuidade de 
baixo ângulo de mergulho, gerada pelo acamamento do mármore (Tabela 2). As famílias de forma geral 
apresentam grande amplitude em suas direções, pois a rugosidade presente na superfície e muito 
variada, assim modificando constantemente o ângulo de mergulho. Esse efeito é muito presente nas 
famílias em que a persistência é muito grande (famílias A, E e G), gerando por diversas vezes grandes 
superfícies onduladas. A presença de oxido de ferro é notada geralmente na família E, principalmente em 
porções cominuidas. A família A frequentemente está preenchida por veios de calcita e/ou quartzo. 
Tabela 2: Famílias descritas em campo com a média dos seus parâmetros geomecânicos. 
Família 
Subdivi-
são 
Direção e 
Mergulho 
Alteração Abertura Espaçamento Persistência Rugosidade e JRC 
Total de me-
didas 
Estereogramas das Famílias A, E e G 
A 
I 355(180)/85 IA-IB Cerrado Moderado Media a elevada V / 4-10 117 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
II 355/70 IA-IB Cerrado Moderado Media a elevada V / 4-10 33 
III 180/70 IA Cerrado Moderado Media a elevada V / 4-10 12 
B 
I 30(215)/85 IA Cerrado Pequeno a moderado Baixa a média V / 4-10 112 
II 30/70 IA-IB Cerrado Pequeno a moderado Baixa a média V / 4-10 25 
III 215/70 - - - - - 6 
C 
I 55(235)/85 IA Cerrado Moderado Baixa V / 6 a 10 53 
II 55/70 IB Cerrado Pequeno Baixa V / 8 a 10 40 
III 235/65 - - - - - 5 
D 
I 90(270)/85 IA 
Cerrado a fe-
chado 
Moderado a pequeno Baixa IV – V / 6 a 8 92 
II 90/70 IA-IB Cerrado Moderado a pequeno Baixa IV – V / 6 a 8 50 
III 270/70 - - - - - 4 
E 
I 110(290)/85 IA - IB Cerrado Pequeno a moderado Média a elevada IV – V / 8 a 10 182 
II 110/70 IA - IB Cerrado Pequeno a moderado Média a elevada IV – V / 8 a 10 37 
III 300/65 - - - - - 12 
IV 110/45 - - - - - 11 
F 
I 150(330)/85 IB-IA 
Cerrado a fe-
chado 
Pequeno a moderado Elevado a média V-IV / 8 a 10 40 
II 150/70 - - - - - 4 
III 330/70 - - - - - 12 
G 
I 250/15 IB-IA Cerrado Moderado a pequeno Muito baixo a média V / 4 a 8 45 
II 250/30 IB-IA Cerrado Moderado a pequeno Média a elevado V / 8 a 10 100 
III 320/ 40 IB-IA Cerrado Pequeno a moderado Baixa a média V / 6 a8 38 
Nos afloramentos com corte (NE-SW) a família A forma grandes planos de rupturas planares, que por muitas vezes chega a ser visível em mais de 
uma bancada. Ao ser intersectado pelas outras famílias de fraturas, principalmente a E, junto as descontinuidades do plano de acamamento do mármore, 
são geradas rupturas em cunha (de menor escala que as planares) e por diversas vezes blocos são formados, podendo causar a queda de blocos. Com a 
amostra de mármore coletada em campo foi possível obter ângulos de atrito interno de 27º graus por meio do tilt test. Como recomendação, foram realizados 
cinco vezes o teste e anotadas a temperatura e umidade do dia, respectivamente´12ºC e 47%. A partir dos levantamentos de campo, foi possível classificar 
o maciço com o critério de falha de Hoek-Brown (2018). Chegou-se à conclusão que o maciço possui uma classificação no GSI de 80 na maior parte de 
seus taludes, porém em algumas porções próximas a áreas de detonação ou com intensa operação de máquinas, esse valor diminui chegando a 70. O valor 
D da mina, por se tratar de uma área de detonação para produção, possui o valor recomendado de 1.0. 
Discussões e Conclusões 
 A caracterização em intervalos de 10 m em 10 m proporcionou um melhor entendimento das estruturas e como elas estão dispostas pelo talude. 
Assim é possível afirmar que as estruturas dominantes são as pertencentes às famílias A, E e G. Em ambas as três, há descontinuidades que chegam 
atravessar mais de uma bancada, passando de 60 m de comprimento. Entretanto, como visto em campo, a grande quantidade de outras famílias de fraturas 
menores chegam a atravessar mais de uma bancada, passando de 60 m de comprimento. Entretanto, como visto em campo, a grande quantidade de outras
famílias de fraturas menores (B, C, D e F) fraciona o maciço, tornando a mina muito mais suscetível a 
tombamento de blocos que aos outros modos de rupturas. Como a interpretação dos resultados obtidos 
pelos programas de análise de estabilidade de taludes está na fase preliminar, ainda não foi possível 
determinar com certeza quais famílias tem o maior controle na cinemática dos taludes. 
Por fim, os resultados obtidos no tilt test, deverão ser revistos, pois algumas das especificações 
das amostras não foram atendidas, podendo o valor real ter sido alterado. Ao testar com uma amostra de 
diabásio polido, que atendia as recomendações de Alejano et al. (2018), o ângulo de atrito interno atingiu 
35°, próximo as medidas descritas das biografias, provando que o teste é valido. 
Atividades Futuras 
 A etapa de processamento dos dados, feita com o software RocScience Dips 7.0 está em 
andamento. Com essas análises cinemáticas será possível determinar quais famílias de descontinuidades 
determinam o papel mais importante no controle das tensões nos diferentes cortes de talude. Com a 
etapa de campo de aerolevantamento com o drone já realizada, as fotos serão processadas para gerar o 
modelo fotográfico 3D. Além do enfoque na bancada levantada, com objetivo de acoplar esses dados 
dentro do software Sirovision da Datamine, que possibilita um melhor mapeamento de estruturas grandes 
que não são acessíveis em campo. Por fim a correlação dessas descontinuidades, com as estruturas 
geológicas regionais. 
Agradecimentos 
Agradecimentos à empresa Terra Rica Ind. e Com. de Calcário e Fertilizante do Solo Ltda., 
proprietária da mina, que cedeu o espaço para o estudo. A Engenheira de Minas Raphaela Mendes de 
Avelar, que coordena a mina, por toda a colaboração durante as atividades de campo. Ao Departamento 
de Geologia da Universidade Federal do Paraná e o Programa da Pós-Graduação em Geologia, por toda 
a infraestrutura possibilitando os estudos. A Datamine Software pela parceria com o Departamento de 
Geologia, que permitirá a utilização do programa SiroVision. E aos meus orientadores, por todo auxilio e 
orientação durante a pesquisa. 
Referências 
Alejano, L. R. et al. 2018. ISRM suggested method for determining the basic friction angle of planar rock surfaces 
by means of tilt tests. Rock Mechanics and Rock Engineering, v. 51, n. 12, p. 3853-3859. 
Barton, N.; Lien, R.; Lunde, J. 1974. Engineering classification of rock masses for the design of tunnel support. 
Rock Mechanics and Rock Engineering. 6(4): 189-236.Barton, N.R.; Choubey, V. 1977. The shear strength of rock joints in theory and practice. Rock Mechanics. 10, 54p. 
Bieniawski Z.T. 1974. Estimating the strength of rock materials. Journal of the South African Institute of Mining and 
Metallurgy, Pretoria, 72:312-320. 
Bieniawski, Z.T. 1989. Engineering Rock Mass Classifications. John Wiley & Sons, New York, USA, 251 pp. 
Costa, A.C.R. 2015. Avaliação da estabilidade de taludes em rochas de resistência elevada – um contributo. Dis-
sertação de Mestrado, Faculdade de Ciência e Tecnologia, Universidade de Nova Lisboa, Lisboa, 182 
Deere D.U., 1964. Technical description of rock cores. Rock Mechanics Engineering 
DNIT (Departamento Nacional de Infraestrutura e Transportes). 2015. Arquivo em Shapefile de Rodovias do Estado 
do Paraná. Disponível para download no site: http://www.dnit.gov.br/mapas-multimodais/shapefiles; 
Fiori A.P. 1992. Evolução geológica da Bacia Açungui. Boletim Paranaense de Geociências. Curitiba -PR, 42:07-27. 
Fiori A.P, SalamuniI E, Fassbinder, E. 2003. Evolução Geológica do Grupo Açungui – PR. Atas. VII Simpósio de 
Geologia do Sudeste. São Paulo 
Fiori, A.P. Carmignani, L.2009. Fundamentos de mecânicas dos solos e das rochas. Editora UFPR 2ºED,602p. 
Franco-Magalhães, Ana Olivia Barufi; HACKSPACHER, Peter Christian; SAAD, Antonio Roberto. 2010. Exumação 
tectônica e reativação de paleolineamentos no Arco de Ponta Grossa: termocronologia por traços de fissão 
em apatitas. Revista Brasileira de Geociências, v. 40, n. 2, p. 184-195. 
Geological Society. The description of rock masses for engineering purpose. Q. J. Eng. Geol., Geol Soc. (London) 
eng. Group Working Party, v. 10, p. 355-388, 1977. 
Hoek, E. 1994. Strength of rock and rock masses. ISRM News Journal. 2(2):4-16. 
Hoek, E., Bray, J.W. (eds.) 1981. Rock Slope Engineering. Londres, Institution of Mining and Mettalurgy, London, 
358 p. 
Hoek, E., Brown, E.T. 2018. The Hoek-Brown failure criterion and GSI. Journal of Rock Mechanics and 
Geotechnical Engineering. 11(3): 445-463. 
ISRM. Suggested method for determining Point Load Strength. ISRM Commission on testing methods, Int. J. Rock 
Mech. Min. Sic. Geomech. Abstr., v. 22, n. 2, p. 51-69, 1985 
Hauari, N. 2019. Mapeamento Geológico-Geotécnico e Análise Cinemática da Estabilidade de Taludes da Mina 
Água Boa. Trabalho de conclusão de curso, Departamento de Geologia, Universidade Federal do Paraná, 
Curitiba, 51 p. 
Dados Acadêmicos 
Nivel: Mestrado – PIPG. Data do Exame de Qualificação: 07/2020. Data de ingresso na Pós-Graduação: 04/2019. Área de 
concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: Evolução Crustal. Título original do Projeto de Pesquisa: Geologia 
Estrutural Aplicada à Geotecnia, Estudo de Caso na Mina de Mármore Água Boa, Almirante Tamandaré – PR. Possui bolsa: Não 
http://www.dnit.gov.br/mapas-multimodais/shapefiles
 
 
Inorganic and organic processes in the Botijuela carbonate system 
evolution, Antofalla region- Puna Argentina 
 
Guido Ezequiel Alonso 
guidoealonso@gmail.com 
Advisor: Dr. Leonardo Fadel Cury (Programa de Pós-Graduaçao em Geología/UFPR) 
 
Keywords: Microbialites, Travertine, Tufa 
 
Introduction 
Microbialites have been defined by Burne & Moore (1987) as organic-sedimentary deposits that are 
formed by benthonic microbes communities and the detritic sediments or chemical components presents 
in a lake or marine environment. Modern authors (Kano et al. 2019, Shiraishi et al., 2020) describe the 
travertine as carbonate thermal deposit where biotic and non-biotic factors potentially contributes to it 
formation and they describe the tufa as carbonatic rock precipitated in a fluvial context where the water 
conditions involved in it formation doesn’t come from an hydrothermal process. Travertine and tufa are 
rocks that had many definitions throughout the history, among them the one proposed by Ridding (1991); 
Koban & Schweigert (1993); Ford & Pedley (1996);Glover & Robertson (2003); Pentecost (2005) and 
the difference between those terms is problematic and could lead to confusion (Ford & Pedley, 1996; 
Capezzuoli et al. 2014, Kano et al. 2019), in an effort of clarify both terms Capezzuoli et al. (2014) 
presented a comparative figure between those rocks. Normally travertine passes laterally into more 
typical open tufa fabrics in areas where the water has cooled to near ambient temperatures (Ford & 
Pedley, 1996) and the biotic factors that develop in those systems gradually increase (Capezzuoli et al., 
2014, Mancini et al., 2019), thus Capezzuoli et al. (2014) add the term “travitufa” to a particular group of 
tufas characterized by different hydrochemical and deposition conditions that distinguish them of the 
normal tufas. Interest of industry and academy in travertine and non-marine carbonates have been 
growing up in the latest years because they are considerate as hydrocarbon reservoir (Della Porta, 2015; 
Ronchi & Cruciani 2015) in the presalt play of Brazil and Angola (Ronchi & Cruciani 2015; Janssens et 
al.,2020; Shiraishi et al., 2020). In the last decades different authors used the travertine records as a tool 
to understand neo tectonics process (Altunel & Hancock 1993a; Curewitz & Karson ,1997), Brogi et al. 
(2010) considerate that hydrothermal flux and the faulting are process more or less contemporaneous 
and consequently the travertine deposition becames in a tool that reveals the tectonic age and 
paleosismic activity and it’s relationed hydrothermal system. 
The Altiplano-Puna plateau is the largest non-collisional orogen on earth (Oncken et al., 2006) and it’s 
located from 14ºS- 27ºS between the Peruvian and Chilean flat slabs at the west margin of South 
America in the South-American plate(Gianni et al., 2019). Argentinean Puna is a region located in the 
Argentinean northwest in the Catamarca, Salta and Jujuy provinces (Fig. 1a) and it’s a plateau of 3700 
meters above the sea level that limits with geological provinces of Cordillera Oriental to the east, 
gradually pass to Cordillera Frontal and Sistema de Famatina to the south and it west limit throught the 
Argentinean- Chilean limit with Cordillera Occidental being partially located in Chilean territory also 
(Ramos, 1999). In this context Gianni et al. (2019) describes the Southern Puna plateau subduction 
(SPSS) as a slab shallowing that begins at about ~300 km from the trench that is characterized by a 
~200 km wide shallow portion at ~100–120 km that dips between 10 and 12° to the east, within the 
Altiplano-Puna plateau at the south of the El Toro-Olacapato lineament. The CVZ (central volcanic zone) 
is a southern region between 24ºS- 27º30’ S (Cahill & Isacks, 1992) and for Gianni et al. (2019) in 
general beneath the CVZ, the slab segment of the SPSS is ~30 and 90 km shallower than the rest of the 
slab. The main geological fact of Puna is the Cenozoic orogenic volcanism that intercalate with 
continental sediments of intermontane endorheics basins that culminates with large evaporitic deposits 
that constitutes the large salars of the Puna (Ramos, 1999), the ones that are located in the South Puna 
are: Rincon salar, Pocitos salar, Arizaro salar, Antofalla salar and Hombre Muerto salar among others 
(Alonso & Rojas, 2020). In the above context, the Salar de Antofalla basin is an example of the Puna 
local relief (Kraemer et al. 1999) and it’s a NNW-SSE striking basin where in its center is developed a 
large salar of 140km long and approximately 10km of wide located at an altitude of 3340m sourrounded 
by steep slopes and peaks up to more than thousand meters above the salar surface (Voss, 1999) (Fig. 
1b). Within the aforementioned framework there are permanent lakes such as the Salinas Grandes and 
Olaroz (Alonso & Rojas, 2020) and these water bodies presented great scientific interest in recent years 
because it is one of the few places in the world where modern microbialites are currently being formed 
(Valero-Garcés et al., 2000; Valero-Garcés et al. , 2001;Gomez et al., 2018; Farias et al., 2020; Piersigili 
et al., 2020). Microbialites as travertine, and also other stromatolitic structures were reported by Valero-
Garcés et al. (2000, 2001), Piercigili et al. (2020), these authors carried out analyses of sedimentary 
facies for a later palaeoenvironmental and paleohydrological reconstruction of the system. Botijuela is 
located on the western edge of the Salar de Antofalla at 3433 meters above sea level (25º43'32.9”-25º 
43'32.9" S; 67º50'38.7''- 67º47’3.48’’ W) being “Vega Verde” and “Vega Branca” the two main outcrops of 
travertine and tufa (Fig. 1c). It is considered that at present the geological, biological and 
palaeoenvironmental information on the travertine and tufa rocks in this area is somewhat limited, so it is 
necessary to continue to emphasize studies centered on the chemistry, physics, biology and tectonic 
history of their formation in order to elucidate how these aspects are interrelated in relation to the fabric 
of these rocks. Question: How can a travertine system influence the growth and development of 
microbialites? Hypothesis: The tectonic scenario can control the origin of carbonate systems, and 
influence the development and migration of the microbialites. 
 
Objective 
Evaluate the inorganic and organic process in the Botijuela carbonate deposit, or the interaction of both 
inducing or controlling the system evolution. 
 
Specific objectives 
• Carry out a survey about architecture and facies distribution of the travertine in Botijuela 
• Analyze the Precipitation conditions of the travertine system. 
• Study the relationship between the deposit and local structures. 
• Trace the sources of the paleo fluids. 
Materials and methods 
1. Carry out a bibliographic search by consulting different authors who have worked both in the 
region and in similar carbonatic systems. As well as authors who have worked on microbialites 
from a palaeoenvironmental point of view and related topics. 
2. Interpretation of satellite images provided by Google-Earth satellite, geological maps provided by 
SEGEMAR (Argentine mining geological service) and IGN (National Geographic Institute). 
3. Field work: Locate in the field the carbonatic outcrops with GPS points in the place of Botijuela. 
4. Relief describing the sedimentary facies and sampling the located sections. 
a. The method of analysis and description of the sedimentary facies will be used to describe 
the outcropping units considering contacts, sedimentary structures present, granulometry 
and composition of the rock. 
b. The sampling techniques to be used will be hand sampling of the different sedimentary 
levels identified and also systematic sampling of every 1.5m of sprayed material from the 
sections. The pulverized material will be stored in ependorf type flasks and will be 
obtained using an electric drill. 
c. Carry out measurements of tectonic deformation associated with the tufa travertine 
system with the use of a structural compass. 
5. Take samples of the water involved in the system and in the tributaries. 
a. Samples will be taken in the water linked to the different outcrops surveyed and 
conductivity and pH analyses will be carried out on site for each sample. 
6. Take samples of the microorganisms related to the systems if any. 
b. Samples of the microorganisms associated with the travertine and tufa systems will be 
taken for storage and later analysis in the laboratory. For this, a field saw will be used and 
hand samples will be taken from the rock. 
7. Process and interpret the field samples using laboratory instruments and techniques. 
c. For the rock samples, analyses of stable isotopes, radiogenic isotopes and fabric 
analyses will be carried out on the different scales of work following the line of different 
authors (Pentecost & Viles, 1994; Pentecost et al. 1997; Pentecost, 2005) I)- 
macrofactory: using polished sections and hand samples, II)- mesofactory: using polished 
sections and binocular magnifier and III)- microfactory: using petrographic microscope, x-
ray microtomography and scanning electron microscope. 
8. Prepare a detailed mapping of Botijuela outcrops incorporating sedimentary facies, bathymetric 
and paleo-bathymetric curves, tributaries, water chemistry, supply areas and distribution of 
previously surveyed microbialites. For this, the geographic information system Qgis 3.12 
Bucuresti and also the Global Mapper software will be used. 
 
Expected results 
1. GIS Analysis: 
a. Morphometric analysis of drainage system and 
b. Statistical analysis of lineaments. 
2. Field work: 
a. 1:2500 geological and structural mapping 
3. Petrography 
a. Mineralogical and textural analyses of polished thin sections under the transmitted and 
reflected light optical microscope. 
b. Scanning electronic microscopy (SEM) 
c. X-ray diffraction analyses 
d. Micro CT. 
4. Geochemistry: 
a. Whole-rock geochemical analyses of major, trace and REE-Y elements 
b. 87Sr/86Sr isotope 
c. δ13C, δ18O stable isotope and carbonate clumped-isotope analyses. 
d. U-Th dating 
5. The comprehention of genesis and evolution of Botijuela carbonate system. 
 
Schedule 
Table I. Schedule of activities of this study. Capital letters in the second row refers to the month of the 
year 
Activities Year 2020 Year 2021 
F M A M J J A S O N D J F M A M J J 
Field work and sampling ( already done) 
Bibliography 
Sample preparation 
Petrography 
Stable Isotopes 
Whole rock geochemical analysis of major, 
trace and REE-Y elements. 
Radigenic isotopes 
Rock fabric analysis 
geological interpretation 
pH water analysis 
Conductivity analysis 
Composition of predominant ions of water 
Water analysis interpretation 
Biological interpretation 
Morphometric analysis of drainage system 
Statistycal analysis of lineaments 
Geological map combining all the data 
Analytical data discussion 
Submit paper 
Qualification 
Presentation 
Acknowledgments 
This research will be sponsored by Diagenesis Project (SEI 23075.193990/2017-07), developed by the 
Laboratory of Mineral and Rock Analysis – LAMIR – UFPR, coordinated by Prof. Leonardo Cury, the 
supervisor of this master’s thesis, in a partnership with Dr. Maria Eugenia Farias from the Consejo 
Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas – CONICET, Tucumán, counting with all the 
permisions to collect and ship the samples from the research areas to LAMIR-UFPR and also with Dr. 
Tatiana Mariel Stepanenko postdoctoral internship in UFPR. Also acknowledgements to the local tourist 
guide Luis Ahumada for provide the drone pictures and the directions to the site. 
 
 
Figure 1: a) South Puna ubication in South America. b) Geological context of Antofalla Salar modified from 
Seggiaro et al. 2007. C) “Vega Verde” and “Vega Branca” in Botijuela. 
References 
Alonso, R.N., Bookhagen, B., Carrapa, B., Coutand, I., Haschke, M., Hilley, G.E., Schoenbohm, L., Sobel, E., 
Strecker, M., Trauth, M. and Villanueva, A. (2006). Tectonics, Climate, and Landscape Evolution of the Southern 
Central Andes: the Argentine Puna Plateau and Adjacent Regions between 22 and 30°S. The Andes. Active 
Subduction Orogeny, Chapter: 12, Publisher: Springer, Berlin, 265-283 
Altunel, E., & Hancock, P. L. (1993). Morphology and structural setting of Quaternarytravertines at Pamukkale, 
Turkey. Geological Journal, 28(3‐4), 335-346. 
Brogi, A., Capezzuoli, E., Aqué, R., Branca, M., & Voltaggio, M. (2010). Studying travertines for neotectonics 
investigations: Middle–Late Pleistocene syn-tectonic travertine deposition at Serre di Rapolano (Northern 
Apennines, Italy). International Journal of Earth Sciences, 99(6), 1383-1398. 
Burne, R.V. & Moore, L.S. (1987). Microbialites; organosedimentary deposits of benthic microbial lcommunities. 
Palaios, 2(3):241-254. 
Cahill, T., & Isacks, B. L. (1992). Seismicity and shape of the subducted Nazca plate. Journal of Geophysical 
Research: Solid Earth, 97(B12), 17503-17529. 
Capezzuoli, E., Gandin, A., & Pedley, M. (2014). Decoding tufa and travertine (fresh water carbonates) in the 
sedimentary record: the state of the art. Sedimentology, 61(1), 1-21. 
Curewitz, D. & Karson, J.A. (1997). Structural settings of hydrothermal outflow: fracture permeability maintained by 
fault propagation and interaction. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 79(3-4), 149-168. 
Della Porta, G. (2015). Carbonate build-ups in lacustrine, hydrothermal and fluvial settings: comparing depositional 
geometry, fabric types and geochemical signature. Geological Society, London, Special Publications, 418(1), 17-
68. 
Farías, M. E., 2020. Microbial Ecosystems in Central Andes Extreme Environments: Biofilms, Microbial Mats, 
Microbialites and Endoevaporites. 
Ford, T. D. & Pedley, H. M. (1996). A review of tufa and travertine deposits of the world. Earth-Science Reviews, 
41(3-4), 117-175. 
Gianni, G. M., García, H. P., Pesce, A., Lupari, M., González, M., & Giambiagi, L. (2020). Oligocene to present 
shallow subduction beneath the southern Puna plateau. Tectonophysics 780 (2020) 228402. 
Glover, C. & Robertson, A. H. 2003. Origin of tufa (cool‐water carbonate) and relatedterraces in the Antalya area, 
SW Turkey. Geological Journal, 38(3‐4):329-358. 
Janssens, N., Capezzuoli, E., Claes, H., Muchez, P., Yu, T. L., Shen, C. C. & Swennen, R. (2020). Fossil travertine 
system and its palaeofluid provenance, migration and evolution through time: Example from the geothermal area of 
Acquasanta Terme (Central Italy. Sedimentary Geology 398 (2020) 105580. 
Koban, C. G., & Schweigert, G. (1993). Microbial origin of travertine fabrics—two examples from southern 
Germany (Pleistocene Stuttgart Travertines and Miocene Riedöschingen Travertine). Facies, 29(1), 251-263 
Kraemer, B., Adelmann, D., Alten, M., Schnurr, W., Erpenstein, K., Kiefer, E., Van Den Bogaard, P., Go, K., (1999). 
Incorporation of the Paleogene foreland into the Neo-gene Puna plateau: the Salar de Antofalla area, NW 
Argentina. J. S. Am. Earth Sci. 12. 
Pentecost, A., 2005. Travertine. Springer-Verlag, London. 
Oncken, O., Hindle, D., Kley, J., Elger, K., Victor, P., Schemmann, K., 2006. Deformation of the Central Andean 
upper plate system-Facts, fiction, and constraints for plateau models. In: The Andes. Springer, pp. 3–27. 
Ramos, V. A. (1999). Las provincias geológicas del territorio argentino. Geología Argentina, 29(3), 41-96. 
Riding, R. (1991). Classification of microbial carbonates. In Calcareousalgae and stromatolites. Springer, Berlin, 
Heidelberg, pp. 21-51. 
Ronchi, P. & Cruciani, F. (2015). Continental carbonates as a hydrocarbon reservoir, an analog case study from 
the travertine of Saturnia, Italy. AAPG Bulletin, 99(4), 711-734. 
Seggiaro, R. E., Becchio, R., Pereyra, F. X., & Martínez, L. (2007). Hoja Geológica 2569-IV Antofalla. 
Shiraishi, F., Morikawa, A., Kuroshima, K., Amekawa, S., Yu, T. L., Shen, C. C. & Bahniuk, A. M. (2020). Genesis 
and diagenesis of travertine, Futamata hot spring, Japan. Sedimentary Geology 405 (2020) 105706. 
Voss, R. (2002). Cenozoic stratigraphy of the southern Salar de Antofalla region, northwestern Argentina. Revista 
geológica de Chile, 29(2), 167-189. 
Academic information 
Modality: Master research. Qualification exam date: July 2021 
Date of entry to the postgraduation program: April 2020. Area of concentration: Exploratory geology. 
Line of research: Sedimentary basins analysis. Scholarship: Funded by Diagenesis Project (SEI 
23075.193990/2017-07). 
 
 
Geoquímica e petrografia de rochas metabásicas da Formação Perau, 
Cinturão Ribeira: integração de dados regionais 
 
Guilherme Fedalto 
E-mail do (a) Autor (a): fedalto.guilherme@ufpr.br 
Orientador (a): Prof. Dr. Leonardo Fadel Cury (Departamento de Geologia/UFPR) 
 
Palavras-Chave: Rochas metabásicas; Terreno Apiaí; geoquímica 
 
Introdução 
As rochas metabásicas do Grupo Votuverava, pertencentes ao Terreno Apiaí, Faixa Ribeira Sul 
distribuem-se ao longo de uma faixa estreita e contínua, com extensão aproximada de 150 Km. Estas 
rochas estão encaixadas em rochas metapelíticas da Formação Betara, Perau, Piririca, Rubuquara e 
Unidade indivisa de micaxistos (Faleiros et al., 2011), onde as duas primeiras ocorrem à sudoeste e duas 
últimas ao nordeste da Zona de Cisalhamento Ribeira. A idade de cristalização de 1,48 Ga (Caliminiano) 
é consistente para estas rochas ao longo da sua faixa de ocorrência (Campanha et al., 2015; Siga Jr et 
al., 2011) (Figura 1). Trabalhos de (Daitx, 1996; Faleiros et al., 2011; Maniesi e Oliveira, 2000; Maniesi e 
Oliveira, 2002; Siga et al., 2011) apresentam dados petrográficos, litogeoquímicos, química mineral, 
geoquímica isotópica e geocronologia para estas rochas, assim como interpretações de seus ambientes 
tectônicos, petrogênese e fontes magmáticas. 
Campanha et al. (2015) identifica distintas fontes magmáticas em um ambiente tectônico 
transicional para a formação destas rochas por meio da análise de elementos traços e elementos terras 
raras, para as quais foi proposta a subdivisão dos grupos B1, B2 e B3. Os grupos B1 e B2 estão 
associadas a fontes mantélicas rasas de dorsais-meso oceânicas (MORB, midge-ocean ridge basalt) com 
influência de zonas de subducção (arcos de ilha) durante o desenvolvimento de uma provável bacia retro 
arco, tendo a primeira assinatura similar a N-MORB (normal) e segundo a E-MORB (enriched). O grupo 
B3 apresenta afinidade geoquímica com basaltos tipo E-MORB, similares ao grupo B2, mas com 
influência de plumas-mantélicas (P-MORB), tendendo para basaltos de ilha oceânica (WPB, whitin-plate 
basalt), sendo esta fonte uma possível contaminação do manto profundo durante o desenvolvimento da 
bacia. 
As rochas metabásicas foram metamorfisadas e deformadas na fácies xisto-verde a anfibolito, 
durante a orogenia Brasiliana (fim do Neoproterozoico, começo do Ediacarano), configurando parte da 
porção Oeste do paleocontinente Gondwana (Daitx, 1996; Ebert et al., 1988; Faleiros et al., 2011; Heilbron 
et al., 2008). Análises de 40Ar-39Ar em anfibólios sugerem que estas rochas passaram por um evento 
termo orogênico em aproximadamente em 1250 Ma, durante o Greenviliano, sendo possível evidência da 
formação do Supercontinente Rodínea (Campanha et al. 2015). 
O presente trabalho apresenta resultados preliminares do estudo de rochas metabásicas 
encaixadas em rochas metapelíticas da Sequência Superior da Formação Perau. O estudo busca o 
entendimento da petrogênese, fontes magmáticas e ambientes tectônicos formadores destas rochas, bem 
como a influência da eventos metamórficos superpostos, por meio de análises geoquímicas e 
petrográficas, com a integração de geoquímicos de trabalhos anteriores (Maniesi e Oliveira, 2000, 2002; 
Siga Jr. et al. 2011; Faleiros et al. 2011; Campanha et al 2015). O entendimento da origem e processos 
modificadores de rochas vulcânicas são de fundamental importância para a reconstrução paleotectônica 
de terrenos Pré-Cambrianos intensamente deformados pela sobreposição de eventos tectônico-termais, 
como no caso das rochas metavulcanossedimentares do Terreno Apiaí, Faixa Ribeira Sul. 
 
Material e Métodos 
O presente estudo envolveu revisão e análise bibliográfica do contexto regional, 
geoprocessamento de dados em Sistema de Informações Geográficas(SIG), análise petrográfica por 
meio de microscópio de luz transmitida, análises geoquímicas quantitativas de elementos maiores e 
menores (Ba, Sr, Rb, V, Y, Zr, Nb, Cu, Cr, Zn) por meio da técnica de Fluorescência de raios x (FRX). As 
análises petrográficas e de FRX foram realizadas no Laboratório de Análises de Minerais e Rochas 
(LAMIR-UFPR). 
 
 
Figura 1-Esquema geológico e tectônico do Terreno Apiaí (Siga Jr. et al. 2011).1. Bacias Castro–Camarinha (550–540 Ma); 2. Batóito 
Cunhaporanga (630–600 Ma); 3. Faixa Itaicoca: sequência Itaicoca (1000–900 Ma) e Abapã (650–630 Ma); 4. Batóito Três Córregos (650–
600Ma); 5. Sequência Água Clara (1600–1500 Ma); 6. Sequências Lajeado/Antinha e Iporanga (600 Ma); 7. Granitoides tardi- a pós-tectônicos 
(580 Ma); 8. Sequência Votuverava (1500–1450 Ma); 9. Sequências Perau e Betara (1500–1450 Ma); 10. Granitos alcalino miloníticos (1750 Ma) 
e granitos calcioalcalinos (núcleos Tigre e Betara); 11. Sequências Capiru/Turvo/Cajati; 12. Complexo Atuba (Formação em 2100–2000 Ma, 
magmatização em 620–600 Ma). Os polígonos vermelhos representam as áreas de estudos dos trabalhos anteriores: 1. Maniesi e Oliveira (2000), 
região de Campo Largo; 2. Siga Jr. et al. (2011), Formação Betara; 3. Maniesi e Oliveira (2002), região de Rio Branco do Sul; 4. Presente estudo, 
Formação Perau; 5. Faleiros et al. (2011), Formação Perau e unidades indivisas; 7. Campanha et al. (2015), Formações Rubuquara e Piririca; 7. 
Maniesi e Oliveira (2002), Formação Água Clara, região de Adrianópolis 
Parte das lâminas delgadas analisadas (09 lâminas) e com análise ainda prevista (25 lâminas) 
foram coletadas pelos discentes da disciplina de Mapeamento de Graduação, em 2014, da UFPR. As 
demais amostras coletadas para análises geoquímicas e petrografia (09 amostras) foram coletadas pelo 
autor. 
 
Petrografia 
As rochas metabásicas analisadas apresentam coloração verde escura a cinza esverdeada, 
granulação fina a média, estruturas maciças a bandadas, por vezes com forte orientação preferencial de 
cristais de anfibólio. O bandamento é formado pela intercalação de níveis ricos em anfibólio e níveis ricos 
com plagioclásio. Em lâmina, observam-se texturas granoblástica, nematoblástica e/ou porfiroblástica, 
formando termos miloníticos. Foram identificadas 5 associações com diferentes assembleias minerais: 
1) Hornblenda > actinolita + plagioclásio + opacos ± antofilita ± quartzo ± turmalina ± clorita (172-
I-14; 18-VII-14; 27-VII-14; 97-VII-14; 124-VIII-14; Per-04; Per-32); 
1 
2 
3
1 
4 
5 
6
 7 
1489±11 Ma Siga Jr. et al. (2011a) 
 
1475±10 Ma Siga Jr. et al. (2011a) 
 
1451±39 Ma Siga Jr. et al. (2011b) 
 
1488±4 Ma Campanha et al. (2015) 
 
1484±16 Ma Siga Jr. et al. (2011b) 
 
1479±12 Ma Siga Jr. et al. (2011b) 
 
2) Actinolita > hornblenda + plagioclásio + opacos ± clinozoisita ± quartzo ± titanita ± turmalina ± 
clorita (17-III-14; 77-III-14; 72-IV-14; Per-05B); 
3) Plagioclásio + hornblenda > actinolita + antofilita + quartzo + opacos (Per-27); 
4) Actinolita + clinozoisita + plagioclásio + titanita (54-I-14); 
5) Hornblenda > actinolita + plagioclásio + clorita + opacos + turmalina ± antofilita (Per-48). 
 As amostras Per-04, Per-05 e Per-48 relacionam-se por conterem turmalina e antofilita (exceto 
Per-04), onde ambas ocorrem mais próximas às jazidas de sulfetos maciços de Pb-Zn (Cu-Ba) da mina 
do Perau. Não se observou relação com a textura/estrutura e assembleias minerais, exceto para a 
amostra Per-48 que apresenta maior quantidade de clorita formando xistosidade com claras feições 
miloníticas, como porfiroblastos rotacionados com caudas de recristalização. Os cristais de anfibólio 
apresentam zoneamentos concêntricos, formando feições tipo núcleo-borda, sugerindo núcleos de 
composição actinolita e bordas de composição hornblenda. Os cristais de plagioclásio formam uma matriz 
recristalizada geralmente por rotação de subgrão, formando novos grãos muito finos a finos, e, por vezes, 
contatos poligonais sugerem recristalização estática. São observadas poucas amostras com cristais 
preservados de plagioclásio, prismáticos e subédrico a euédricos (17-III-14, 18-VII-14, Per-04), 
associados a texturas blastofíticas. Os cristais de quartzo quando ocorrem, estão associados à matriz 
recristalizada de plagioclásio, contudo em amostras bandadas, concentram-se em níveis, sugerindo 
participação de fluidos em zonas associadas à maior strain. Os cristais de titanita ocorrem na maior parte 
das lâminas corroídos e consumidos, formando texturas poiquilíticas e leucoxênio. Os cristais de turmalina 
estão corroídos e com inclusões de anfibólio e plagioclásio, sugerindo origem ígnea. 
 
Geoquímica 
 A análise química de elementos maiores e menores foi realizada nas amostras Per-04, Per-05B, 
Per-25, Per-27, Per-31, Per-32, Per-34, Per-36 e Per-48. Elementos maiores tendem a apresentar alta 
mobilidade durante processos metamórficos, hidrotermais e intempéricos, por apresentarem baixo 
potencial iônico e facilmente serem solubilizados como cátions hidratados (Pearce, 1996). Optou-se, 
então, por utilizar apenas elementos que se mostraram imóveis após checagem de covariâncias (método 
de Cann, 1970, apud Pearce, 2014), tendo sido integrados também os dados de outros autores (Figura 
02). Os elementos Zr e Nb apresentaram covariância entre si (exceto as amostras da região de 
Adrianópolis) e dessa forma utilizados para comparação com os demais elementos, maiores e menores 
(Ba, Sr, Y, Ti, Nb, Cr, V). Os elementos Fe2O3, Na2O, MgO e CaO apresentaram trend de covariância, 
com certa dispersão dos dados, apenas com Zr, sendo que os demais elementos não apresentaram 
covariâncias, mas dispersões significativas. Para os elementos menores, tanto para Nb como para Zr, as 
melhores covariâncias foram com Y, Zr, Va e Ti, com ressalvas para relação entre Ti e Zr, principalmente 
para amostras das regiões de Campo Largo, Adrianópolis, Rio Branco do Sul (Maniesi e Oliveira, 2000, 
2002) e para as amostras Per-31, Per-32, Per-34 e Per-27. 
 
Figura 2 - Classificação do tipo de rocha com base no diagrama Zr/Ti-Nb/Y (Pearce 1996). A) Legenda: 1.Per-27; 2.Per-04; 3.Per-05; 4.Per-25; 
5.Per-31; 6.Per-32; 7.Per-36; 8.Per-34; 9.Per-48. B) Legenda: 1. Faleiros et al. (2011) e Campanha et al. (2015); 2. Maniesi e Oliveira (2002), 
região de Rio Branco do Sul; 3 e 4. Maniesi e Oliveira (2000), região de Adrianópolis e Campo Largo, respectivamente; 7. Siga Jr. et al. (2011a), 
Formação Betara. 8. Presente estudo, Formação Perau. 
 As amostras deste estudo podem ser classificadas como basaltos, como base no diagrama da 
razão Nb/Y por Zr/Ti (Pearce 1996), exceto a amostra Per-27, classificada como riolito/dacito (Figura 2). 
Por meio deste gráfico observam-se 2 agrupamentos: G1 – Per-04, Per-05, Per-48, Per-36 e G2 – Per-
32, Per-31 e Per-34; e duas amostras anômalas: A1-Per-25 e A2-Per 27. Comparando com os grupos 
propostos por Campanha et al. (2015) (B1, B2 e B3), as amostras do grupo G1 são condizentes com o 
grupo B2, enquanto as amostras anômalas A1, A2 e as do grupo G2 são anômalas. Os diagramas 
discriminantes de afinidades tectônicas como Nb/Y-Ti/Y (Pearce, 1982) e Zr/4-2Nb-Y (Meschede, 1986) 
evidenciam ainda mais o valor anômalo das amostras anômalas A1, A2. 
 
Figura 3 – A) Diagrama discriminante de ambientes tectônicos Ti/Y-Nb/Y (Pearce 1996). B) Ternário de classificação de ambientes tectônicos 
2Nb-Zr/4-Y (Meschede, 1986). Legenda: 1. Faleiros et al. (2011) e Campanha et al. (2015); 2. Maniesi e Oliveira (2002), região de Rio Branco 
do Sul; 3 e 4. Maniesi e Oliveira (2000), região de Adrianópolis e Campo Largo, respectivamente; 7. Siga Jr. et al. (2011a), Formação Betara. 8. 
Presente estudo, Formação Perau. AI: basaltos alcalinos intraplaca; AII. Basaltos alcalinos e toleíticos intraplaca; B. E-MORB; C. Basaltos 
toleíticos intraplaca e basaltos de arco-vulcânico. D. Basaltos N-MORB e de arco-vulcânico. 
Discussões e Conclusões 
As assembleiasminerais sugerem condições de metamórficas da fácies xisto-verde (assembleias 
2 e 4) a anfibolito (assembleia 1), em um contexto progressivo devido a formação de zoneamentos com 
actinolita nos núcleos e hornblenda nas bordas, com possível fase retrometamórfica (assembleia 5). As 
assembleias com antofilita e turmalina sugerem participação de fluidos hidrotermais associados às 
mineralizações de sulfetos de Pb-Zn da mina do Perau, devido a sua proximidade com esta. A assembleia 
4 (amostras Per-27) mostrou-se anômala geoquimicamente, sendo um termo mais diferenciado (acidez), 
podendo estar associada à uma fase cumulática, na qual a teor (modal) de plagioclásio chega à 
aproximadamente a 50%, em uma média de 35% nas demais amostras. 
A associação de diferentes fontes magmáticas para as rochas metabásicas do Grupo Votuverava 
se tornam mais evidentes (mas não óbvia) nos trabalhos de Campanha et al 2015 e Faleiros et al 2011, 
os quais fizeram coleta sistemática e regional, assim como uma completude de análises químicas que 
permitem uma interpretação de fontes magmáticas e processos tectônicos mais acurado. Os trabalhos 
de Siga Jr et al. (2011) na Formação Betara, Maniesi e Oliveira (2002) em Campo Largo e Adrianópolis e 
Maniesi e Oliveira (2000) em Rio Branco do Sul e os resultados parciais do presente trabalho, na 
Formação Perau, próximo a região da Mina do Perau, são de caráter mais local podem indicar apenas a 
resposta parcial das fontes magmáticas, dado o contexto tectônico transicional das rochas metabásicas 
do Grupo Votuverava. 
A análise da mobilidade dos elementos, tanto maiores como menores, é fundamental na 
interpretação dos resultados geoquímicos, principalmente em ambientes tectônicos complexos, com mais 
de uma possível fonte magmática. Os valores anômalos do agrupamento G2 são uma possível resposta 
da mobilização do Ti durante o metamorfismo, observado pela falta de covariância entre Ti e Zr para estas 
amostras, onde o Nb mostrou-se um elemento importante para a correção deste dado. 
Ressalta-se que para a melhor compreensão do magmatismo associado ao contexto tectônico das 
rochas metabásicas do Grupo Votuverava, faz-se necessário o estudo das fontes das rochas encaixantes, 
pois observa-se que aquelas estão encaixadas em diferentes unidades litoestratigráficas. Estes estudos 
incluem proveniência geoquímica dos metassedimentos, idades máximas e mínimas de sedimentação 
por meio de análises de U-Pb em zircão, assim como estudos isotópicos de Lu-Hf, Sm-Nd, para 
identificação de fontes mantélicas, todos estes previstos como atividades futuras. 
 
 
 
Atividades Futuras 
• Atividades de campo para coleta de rochas metabásicas e metassedimentares para análises 
geoquímicas, isotópica e geocronologia. 
• Análises geoquímicas de elementos maiores (FRX) e menores (ICP-MS) em novas amostras 
coletadas e elementos menores em amostras já coletadas. 
• Análises geocronológicos de U-Pb em rochas metabásicas com alvos específicos nos diferentes 
com grupos com assinaturas geoquímicas diferentes. 
• Análises geocronológicas de U-Pb em zircão detríticos nas rochas encaixantes 
metassedimentares. 
• Análises isotópicas Lu-Hf, Sm-Nd em zircões detríticos (metassedimentares) e zircões 
magmáticos (metabásicas). 
• Petrografia: rochas metabásicas e metassedimentares. 
• Participação de eventos: sem previsão de participação em eventos futuros. 
• Publicações: 
o Artigo1: Previsão de submissão junho de 2021. Tema: Revisão e integração de dados 
geoquímicos de rochas metabásicas da Faixa Ribeira com base em análises estatísticas 
multifatorial: PCA e hierarquização por meio da sistematização de análises de DRX, FRX, 
ICP-MS e petrografia. 
o Artigo 2: Defesa: Litogeoquímica, geoquímica isotópica e geocronologia de rochas 
metabásicas e metassedimentares da Faixa Ribeira Sul, Terreno Apiaí: correlação 
tectônica entre as Formações Perau e Betara. 
Agradecimentos 
Ao Departamento de Geologia-UFPR, pelo investimento nas atividades de campo da disciplina de 
Mapeamento de Graduação, a qual permitiu o aproveitamento do conhecimento adquirido pelos alunos 
durante a disciplina por meio de Relatórios de Mapeamento, notas explicativas e trabalhos individuais, 
assim como utilização das amostras coletadas e lâminas delgadas confeccionadas. Ao Laboratório de 
Análises de Rochas e Minerais (LAMIR-UPR) e ao Projeto Diagenesis pelo subsídio na realização das 
análises e espaço cedido para descrição das lâminas. 
 
Referências 
Campanha, G.A.C., Faleiros, F.M., Basei, M.A.S., Tassinari, C.C.G., Nutman, A.P., Vasconcelos, P.M., 2015. Geochemistry and 
age of mafic rocks from the Votuverava Group, southern Ribeira Belt, Brazil: Evidence for 1490Ma oceanic back-arc 
magmatism. Precambrian Res. 266, 530–550. https://doi.org/10.1016/j.precamres.2015.05.026 
Daitx, E.C., 1996a. Origem e evolução dos depósitos sulfetados tipo-Perau (Pb-Zn-Ag), com base nas jazidas Canoas e Perau 
(Vale do Ribeira, PR). Instituto de Geociências e Ciências Exatas da Universidade Estadual Paulista. Área de Concentração 
em Geologia Regional. 
Ebert, H.D., Hasui, Y., Quade, H., 1988. Aspectos da evolução estrutural do Cinturão Móvel Costeiro na região da mina do Perau, 
Vale do Ribeira - PR, in: 35 Congresso Brasileiro de Geologia. Sociedade Brasileira de Geologia, Belém, pp. 2318–2331. 
Faleiros, F.M., Ferrari, V.C., Costa, V.S., Da Cruz Campanha, G.A., 2011. Geoquímica e petrogênese de metabasitos do grupo 
votuverava (Terreno Apiaí, CinturãO Ribeira Meridional): Evidências de uma bacia retroarco calimiana. Geol. USP - Ser. 
Cient. 11, 135–155. https://doi.org/10.5327/Z1519-874X2011000200008 
Heilbron, M., Valeriano, C.M., Tassinari, C.C.G., Almeida, J., Tupinambá, M., Siga, O., Trouw, R., 2008. Correlation of 
Neoproterozoic terranes between the Ribeira Belt, SE Brazil and its African counterpart: comparative tectonic evolution and 
open questions. Geol. Soc. London, Spec. Publ. 294, 211–237. https://doi.org/10.1144/SP294.12 
MANIESI, V., DE OLIVEIRA, M.A.F., 2000. Petrogênese dos metabasitos com afinidades dos toleíticos de fundo oceânico das 
regiões de Adrianópolis e Campo Largo/PR. Rev. Bras. Geociências 30, 607–614. 
MANIESI, V., Oliveira, M.A.F., 2002. 10372-12534-1-PB.pdf. Rev. Bras. Geociencias 32, 163–168. https://doi.org/10.25249/0375-
7536.2002322163168 
Pearce, J.A., 2014. Fingerprinting of Ophiolites 101–108. https://doi.org/10.2113/gselements.10.2.101 
Pearce, J.A., 1996. A User’s Guide to Basalto Discriminant Diagrams. Geol. Assoc. Canada, Short Course Notes. 
Siga Jr, O., Cury, L.F., McReath, I., de Almeida Leite Ribeiro, L.M., Sato, K., Stipp Basei, M.Â., Passarelli, C.R., 2011. Geology 
and geochronology of the Betara region in south-southeastern Brazil: Evidence for possible Statherian (1.80-1.75Ga) and 
Calymmian (1.50-1.45Ga) extension events. Gondwana Res. 19, 260–274. https://doi.org/10.1016/j.gr.2010.06.003 
Siga, O., Stipp Basei, M.A., Sato, K., Passarelli, C.R., Nutman, A., McReath, I., José dos Prazeres Filho, H., 2011. Calymmian 
(1.50-1.45 Ga) magmatic records in Votuverava and Perau sequences, south-southeastern Brazil: Zircon ages and Nd-Sr 
isotopic geochemistry. J. South Am. Earth Sci. 32, 301–308. https://doi.org/10.1016/j.jsames.2011.03.015 
 
Dados Acadêmicos 
Modalidade: Doutorado. Data do Exame de Qualificação: maio/2021. 
Título Original do Projeto de Pesquisa: Correlação tectônica entre as Formações Perau e Betara, Cinturão Ribeira 
Sul, Brasil: petrotectônica, geocronologia e geoquímica. 
Data de Ingresso na Pós-Graduação: maio/2020; Área de Concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: 
Evolução Crustal. 
Possui Bolsa: Não 
 
 
Avaliação da relevância tectônica e paleoambiental de carbonatos lacustres 
quaternários da região do Estreito de Magalhães, Patagônia Chilena 
 
Gustavo Machado Marangon 
E-mail: gustavo.marangon@ufpr.br 
Orientador: Prof. Dr. Leonardo Fadel Cury (Departamento de Geologia/Universidade Federal do Paraná) 
 
Palavras-Chave:Carbonatos não-marinhos; Fontes de fluidos; Isótopos estáveis 
 
Introdução 
Carbonatos lacustres têm sido estudados em diversas áreas das geociências, a citar, sedimentologia, 
geologia do petróleo, geomicrobiologia, geoquímica e paleogeografia. No devir do entendimento dos 
mecanismos que regem estes sistemas carbonáticos no mundo, tem se reconhecido a importância de 
fatores tectôno-estruturais. Estes constituem, não só o plano de fundo geológico, mas fontes e controles 
dos sistemas geoquímicos. Nosso estudo parte desta proposição investigativa. Tomamos como caso os 
extraordinários depósitos carbonáticos ao longo das margens da Laguna del Toro. A extensão e 
espessura (até ~3m) destes constituem um cenário ímpar na região. Os fatores que propiciaram suas 
formações, quais controles geoquímicos atuaram na concentração iônica e quais mediadores (físico, 
químicos e biológicos) levaram à precipitação não são de conhecimento da comunidade geológica. É 
dentro do desafio de entender estes fatores, visando avaliar o controle tectônico, em face aos 
paleoambientais, que se encontra este trabalho. Nossa hipótese é que a fonte dos principais cátions seja 
alóctone e tenha sido transportada por estruturas e a precipitação tenha sido uma combinação de 
processos físicos, com possível mediação biológica e, portanto, controlados por mudanças 
paleoambientais. Buscamos, então, através da caracterização estrutural, textural, mineralógica, química 
e isotópica buscar entender os mecanismos de precipitação carbonática para então entender as fontes 
dos fluidos e, por outro lado, reconhecer nos carbonatos indicadores de processos climáticos e térmico-
tectônicos. 
A Laguna Del Toro, apesar do nome geográfico, é um lago alcalino endorréico localizado no extremo sul 
da Patagônia Chilena (Fig. 1), 50km à leste da orogenia andina, sobre sedimentos miocênicos e 
quaternários da bacia foreland de Magallanes. A região tem clima extremo, com condições semiáridas de 
características continentais (Coronato et al., 2008), alto potencial de evaporação anual (701 – 750 mm) e 
precipitação média de 650 - 900 mm (dados de AGRIMED, 2017). A geodinâmica cenozóica da região 
está relacionada com a subducção da Dorsal Sísmica do Chile iniciada no Neógeno (ver mais em 
Breitsprecher & Thorkelson, 2009) e, subsequente, desenvolvimento do campo vulcânico de Pali Aike 
(Orazio et al., 2000) e rifteamento, de direção W-E, na região do Estreito de Magallanes (Diraison et al., 
2000 para revisão). Estes tiveram forte cotrole sobre a morfologia do terreno, bem como, sobre a 
deposição da bacia no cenozoico tardio. 
A topografia atual da região do Estreito de Magallanes é fruto, principalmente, das flutuações do Campo 
de Gelo da Patagônia (CGP) desde o Pliocêno superior, especialmente modificada no último máximo 
glacial local (UMGL- 35 ka; Fig.1; Davies et al., 2020). As formas lobadas, com baixas altitudes, marcam 
os avanços do gelo. Também materializado nas landforms de drumlins, lineações e depósitos de planícies 
de outwash (Benn & Clapperton, 2000; Davies et al., 2020). 
Após a deglaciação local, entre 19-20 k, desenvolveu-se um sistema lacustre pró-glacial. Assim que o 
gelo recuou suficiente, liberando passagem para o Oceano Pacífico, o grande paleolago Otway for a 
drenado, restando sua expressão como fiorde (Davies et al., 2020). Sobre o pavimento paleoglacial, entre 
morros-testemunhos de conglomerados fluviais da Fm. Palomares (González, 1965), foram formados os 
lagos da região. Sendo, portanto, produtos finais de processos tectônicos, vulcânicos e glaciais, 
desenvolvidos do Neógeno ao presente. 
 
 
 
Figura 1 – Localização da área de estudos. a) feições paleoglaciais sobre relevo sombreado e mapa 
altimétrico. Notar limites do CGP no UMGL e em 25ka. O Campo Vulcânico de Pali Aike está marcado na 
porção NE do mapa. Na parte inferior direita estão evidenciadas as principais estruturas tectônicas 
regionais. Dados paleoglaciais adaptados da base de dados PATICE (Davies et al, 2020); b) imagem de 
satélite da Laguna, aonde estão plotados pontos de coleta de amostras. 
 
Estado da Arte 
Em ambiente lacustre a precipitação de carbonatos pode se dar por processos inorgânicos, mas, 
principalmente, por aqueles biologicamente mediados (Platt & Wright, 1991). Destes predominam os 
microbialitos, depósitos organossedimentares formados pela interação de comunidades microbiais 
bentônicas com clastos detríticos (Burne & Moore, 1987). A produtividade biológica destas comunidades 
é fortemente afetada por fatores ambientais/climáticos, e ao mesmo tempo, afeta as condições ambientais 
do meio (Dupraz et al., 2004). A precipitação ocorre quando o índice de saturação de cada mineral é 
alcançado. A fonte dos cátions necessários para isto pode estar disponível no lago ou ser externa (Chagas 
et al., 2016). Águas hidrotermais ou subterrâneas são importantes carreadores destes íons, através de 
estruturas tectônicas (Della Porta, 2015). Tais fluidos, quando misturados com a água do lago, rica em 
ânions, focalizam a precipitação, podendo ela ser inorgânica, como é o caso das tufas do Mono Lake 
(Whiticar & Suess, 1998), ou biologicamente mediada, como as torres microbiais do lago Van (Kempe et 
al., 1991). São, portanto, típicos depósitos carbonáticos lacustres primários, tufas (precipitação 
inorgânica), estromatólitos, trombólitos, dendrólitos e leiólitos (microbialitos distintos por sua macro-
fábrica - Riding et al., 2011). Estes mesmos fluidos podem ser responsáveis pela diagênese prematura, 
alterando conteúdo mineral e macro e micro-fábricas destes depósitos (De Boever et al., 2017). 
 
Material e Métodos 
A coleta de amostras ocorreu em outubro de 2019, essa etapa de campo envolveu a descrição das 
litologias, estruturas sedimentares, confecção de perfis estratigráficos verticais, medição de 
paleocorrentes e mapeamento dos depósitos carbonáticos e substrato do lago. Amostras de água foram 
destinadas à caracterização de parâmetros físico químicos, no Laboratório de Pesquisas Hidrogeológicas 
da UFPR (LPH). Coletamos amostras de pó de rocha, por perfuração, a cada 10 centímetros dos 
pináculos, em quatro pontos, nomeados TOR (II, IV, VI e VII). Nestes locais ainda foram coletadas 
amostras mesoscópicas das diferentes estruturas carbonáticas, bem como de base, meio e topo dos 
pináculos, somadas a amostras de pó e mesoscópicas coletadas em etapa de campo anterior. 
Os resultados da difração de raios-X (DRX) de 57 alíquotas foram obtidos usando uma configuração 
PANalytical EMPYREAN em tubo de raios X de configuração 2θ (gerador-detector) de cobre Kα λ = 
 
1,54060 Å e detector XCELERATOR (ângulo mínimo de 0,0001°). A composição mineral e abundâncias 
semiquantitativas dos 47 difratogramas já disponíveis foram determinadas através do software HighScore 
Plus. Análises de 37 destas alíquotas, por Fluorescência de raios-X (FRX), para química semi-
quantitativa, estão sendo realizadas no PANalytical Axios-mAX, com tubo de ródio. Foram confeccionadas 
21 lâminas, para caracterizações microfaciológica e mineralógica dos depósitos (ainda não realizadas). 
Determinações de razões isotópicas de carbono e oxigênio via Espectrômetro de Massa de Razão 
Isotópica, Delta V Advantage, estão sendo realizadas para 122 amostras de pó de rocha total. Destas, 
predominam as amostradas pontuais dos pináculos (intervalo de 10 cm), das quais, 83 resultados estão 
disponíveis. A espectrometria foi realizada em CO2 liberado a partir de digestão ácida dos carbonatos à 
72°C com ácido ortofosfórico, em configuração online utilizando preparador de gás GasBench II. 
Resultados foram referenciados à escala VPDB. Análises citadas foram realizadas no Instituto LAMIR 
(UFPR). Datação por 14C, para 36 amostras de rocha total, foi realizada via Espectrômetro de Aceleração 
de Massas no ETH-Zurich. Aguardamos envio dos resultados, portanto, não serão tratados aqui. 
 
Resultados 
A Laguna del Toro é um lago tipicamente alcalino (Alk média = 37,89 meq/L),do tipo Na-Cl (segundo 
diagrama de Piper), com PH = 8,68, cuja abundância iônica é de Cl>Na>SO4>HCO3. É depletado dos 
cátions Ca2+(13,5 meq/L) e Mg 2+ (78,2 meq/L), também evidenciado pelas razões de carbono inorgânico 
dissolvido (DIC)/Ca + Mg maior que 1 ( = 1,7) e Ca/Alk = 0,46. 
Em sua plana margem oriental, que se estende por até centenas de metros do nível lacustre atual, foram 
encontrados extesnos depósitos carbonáticos. Aqueles primários, bem preservados, ocupam posição 
próxima à água, por vezes criando arrecifes lago adentro. Ao se afastar da água, os depósitos passam a 
estar retrabalhados até constituírem cordões de fragmentos (centimétricos) de rocha carbonática. Os 
depósitos primários, foco da investigação, foram divididos em três grupos morfológicos, em ordem 
decrescente de ocorrência: 1) em estruturas do tipo mound ou dômica (Fig. 2); 2) em pináculos (Fig. 2); 
3) restritos à espaços abertos de fraturas. O primeiro grupo é caracterizado por sua estrutura de até 100 
cm, e coloração avermelhada. Ocorrem sobre o substrato do lago, cascalho polímitico com matriz lamosa, 
e podem formar os recifes citados. Fábrica de clots e shrubs centimétricos caracterizam sua estrutura 
interna, discretas laminações anastomosadas arqueada organizam a feição dômica. O segundo grupo é 
caracterizado por sua estrutura, de até ~3m e cor cinza claro amarelado. Textura em clots centimétricos, 
com laminação espaçada em decímetros, mais discreta que nos domos. Ocorrem sobre os mounds (Fig. 
2) ou, quando distantes do nível atual, sobre o substrato do lago. Dados de laminações e eixos dos 
pináculos, tomados como paleocorrentes, estão compilados nos diagramas de rosetas da figura 2. 
Direções dos eixos predominam no quadrante SW, enquanto as direções das laminações predominam 
no quadrante NE. Compõe o terceiro grupo, ocorrências de carbonato em fraturas das rochas da Fm. 
Palomares (TOR II), com aberturas entre 5-20 cm. Sua textura é botroidal, com porosidade menor que os 
demais depósitos. Fraturas apresentam alto ângulo de mergulho (média de 75º) e polo máximo dos planos 
N59 e N239. Estes dados correspondem à direção de vento atual (oeste para leste). Esteiras microbianas 
vivas foram encontradas, localizadamente, em região de pouca profundidade (< 1 m), no espraiamento 
de drenagem que alimenta o lago, próxima ao ponto TOR VI. São pouco espessas (até 1 cm), de cor 
verde, sem laminações e com presença de poucos cristais esbranquiçados em seu interior. 
Os minerais mais abundantes, a partir dos resultados de DRX, são monohidrocalcita (MHC), aragonita, 
dolomita, calcita e quartzo, respectivamente. Mounds apresentam composição mais variável, 
predominando MHC, juntamente a demais fases carbonáticas e quartzo. Nos pináculos predomina a 
MHC, com variável presença de aragonita e, subordinadamente, dolomita e calcita. Ainda não há dados 
mineralógicos para os carbonatos em fraturas. 
Resultados de isótopos estáveis estão apenas disponíveis para os pináculos. Razões de carbono variam 
entre +2,40 a +4,48‰ (δ13C VPDB), média de +3,81‰. Valores de δ18O são negativos, variam entre -2,7 e 
-0,03‰ (VPDB), média de -1,05‰. Em diagrama de dispersão, δ13C e δ18O apresentam moderada 
covariação positiva (r2 de Pearson =+0,69). A figura 2 exemplifica as variações de isótopos e de conteúdo 
mineral em teores semi-quantitativos, para o ponto IV (de maiores pináculos). Observa-se a covariância 
entre δ13C e δ18O, e as variações mais abruptas, como em125 cm (+1,04‰ δ18O) e variação conjunta em 
255-265 cm (-0,36‰ δ18O e -1,16 ‰ δ13C). A composição mineralógica parece responder, de certa forma, 
às variações isotópicas, exemplificada pela variação de δ18O em 125 cm, acompanhada pelo aumento 
percentual de aragonita em detrimento da MHC. 
Dados semi-quantitativos de FRX não foram eficazes na separação de distintas populações. Os óxidos 
mais comuns são CaO (~ 85%), MgO (~ 7,5%), SiO2 (~ 2,64%) e Na2O (~1,12%). Os primeiros, 
relacionados aos carbonatos, a sílica, proveniente do quartzo e o óxido de sódio da halita. Gráficos de 
 
correlação para MgO, SiO2, SrO e Fe2O3 em relação ao CaO mostram forte correlação negativa para 
MgO, SiO2, SrO e Fe2O3. O que parece corresponder à variação mineralógica. 
 
 
Figura 2 – Pináculos do ponto IV (280 cm) sobrecrescidos em mounds, onde estão marcados pontos de 
coletas de amostras e respectivos resultados semi-quantitativos de DRX. Ao lado, variação isotópica (a 
cada 10 cm) para o pináculo. Diagramas de rosetas reúnem eixos e planos de todo o lago. 
 
Discussões e Conclusões 
A falta de dados petrográficos impede maior interpretação acerca da gênese desses depósitos. As 
estruturas e macro-fábricas dos mounds e pináculos podem ser formadas tanto por processos inorgânicos 
(pináculos do Mono Lake - Whiticar & Suess, 1998) quanto bio-induzidos (trombólitos de Torres del Paine 
- Solari et al., 2010). Burne & Moore (1987) sugerem a utilização de δ13C para distinção da natureza da 
precipitação, neste sentido, os valores positivos aqui encontrados (+3,81‰ VPDB) indicariam mediação 
biológica. Dada por fracionamento isotópico pela fotossíntese de cianobactérias em comunidade 
microbial, enriquecendo o meio em 13C. Se considerarmos a precipitação destas rochas em equilíbrio com 
a água do lago, a covariância entre δ13C e δ18O sugere sistema hidrológico fechado (Li & Ku, 1996). 
Partindo da princípios sugeridos por Li & Ku (1996), fortes variações de δ13C-δ18O positivas, como em 
255 cm dos pináculos, sugerem aumento de evaporação e produtividade. A variação negativa (em 265 
cm) indicaria aumento de nível da água. Períodos de pouca covariação (como em ~135-215 cm) podem 
ser reflexo de nível estável. As variações de monohidrocalcita e aragonita parecem acompanhar estas 
variações isotópicas, indicando que estas devem variar com o ambiente. A MHC é metaestável em relação 
a aragonita e calcita. Sua formação está relacionada à ambientes ricos em Mg e pode ser desidratada e 
transformada nestes minerais (Rodríguez-Blanco et al., 2014). Podendo, então, as variações 
mineralógicas encontradas estarem no bojo dessas transformações. A dolomita é pouco comum em 
ambientes não-marinhos modernos, sua precipitação primária é registrada apenas por ação de bactérias 
sulfato-redutoras da Lagoa Vermelha (Vasconcelos et al., 1995). Por outro lado, pode ser comum em 
processos de diagênese prematura, em ambientes ricos em Mg (De Boever et al., 2017). 
Parâmetros físico-químicos da água indicam o modo de precipitação, associada a microbialitos, 
relacionável a tais condições, como proposto por Chagas et al (2016). A razão Ca/Alk da Laguna, 
juntamente aos valores positivos de δ13C, corresponderiam à precipitação por: concentração de Ca2+ e 
Mg2+ em EPS (substâncias poliméricas extracelulares), posterior degradação destas por bactérias 
heterotróficas e liberação catiônica (Chagas et al., 2016). A fonte destes cátions, no entanto, permanece 
uma incógnita, dada a sua baixa concentração na água atual da Laguna (que pode ter variado ao longo 
do tempo). Diversos depósitos formados por este modo, tiveram fontes catiônicas externas, como indica 
a compilação de Chagas et al (2016). Nestes casos a composição química dos depósitos reflete a 
composição dos fluidos externos e não da água do lago, implicando nas interpretações paleoambientais. 
Os carbonatos encontrados em fraturas do embasamento da Laguna podem ser a ligação entre as 
estruturas carbonáticas lacustres e a fonte de fluidos externa. 
Dados petrográficos serão primordiais para entender a gênese das diferentes fases mineralógicas e, 
então, poderemos compreender melhor os resultados aqui explicitados. Com novos dados e aporte de 
outras técnicas previstas, chegaremos em modelo geoquímico para o sistema carbonático. Poderemos, 
 
ainda, validar, ou não, as ferramentas isotópicas indicadoras de paleoambiente e avaliar a influência 
tectôno-estrutural e ambiental na precipitação carbonática na Laguna del Toro. 
 
Atividades Futuras 
Análisespetrográficas e de MEV (EDS), que foram atrasadas, devem ser realizadas, prioritariamente, em 
set–out de 2020. Com estes dados, escolheremos amostras para visualização em catodoluminescência 
e seleção de pontos para posterior determinação de δ37S, por laser ablation acoplado a MC-ICP-MS. Tais 
procedimentos devem ocorrer ao fim de 2020–início de 2021, nas dependências do Instituto LAMIR. 
Estavam previstas análises de Isótopos clumped (temperatura de fluidos) e datação por U/Th via MC-
ICP-MS, que refinariam resultados, mas devido às condições excepcionais, estas podem não ocorrer. 
 
Agradecimentos 
À UFPR pela oportunidade e estrutura. Ao Instituto LAMIR pelo suporte técnico e material. Ao Projeto 
Diagenisis, pelo apoio financeiro. Aos técnicos do ILAMIR por toda sua dedicação. Aos professores Dr. 
Maurício Calderón, Dr. Gustavo B. Athayde, Dr. Edenilson R. do Nascimento e estudantes da Universidad 
Andrés Bello que acompanharam o campo. Ao LPH pela análise de parâmetros físico-químicos das 
águas. 
 
Referências 
AGRIMED. (2017). Atlas agroclimático de Chile – Estado actual y tendências del clima. Tomo VI, Región de Aysén y Magallanes. 
Disponível em: http://www.agrimed.cl/atlas/tomo6.html. 
Benn, D. I. & Clapperton, C. M. (2000) ‘Glacial Sediment–Landform Associations and Paleoclimate during the Last Glaciation, 
Strait of Magellan, Chile’, Quaternary Research, 54(1), pp. 13–23. doi: 10.1006/qres.2000.2140. 
Breitsprecher, K. and Thorkelson, D. J. (2009) ‘Neogene kinematic history of Nazca-Antarctic-Phoenix slab windows beneath 
Patagonia and the Antarctic Peninsula’, Tectonophysics. Elsevier B.V., 464(1–4), pp. 10–20. doi: 
10.1016/j.tecto.2008.02.013. 
Burne, R. V., & Moore, L. S. (1987). Microbialites; organosedimentary deposits of benthic microbial communities. Palaios, 2(3), 
241-254. 
Chagas, A. A., Webb, G. E., Burne, R. V., & Southam, G. (2016). Modern lacustrine microbialites: towards a synthesis of aqueous 
and carbonate geochemistry and mineralogy. Earth-Science Reviews, 162, 338-363. 
Coronato, A. M., Coronato, F., Mazzoni, E., & Vázquez, M. (2008). The physical geography of Patagonia and Tierra del 
Fuego.Developments in Quaternary Sciences, 11, 13-55. 
Davies, B. J., Darvill, C. M., Lovell, H., Bendle, J. M., Dowdeswell, J. A., Fabel, D., & Harrison, S. (2020). The evolution of the 
Patagonian Ice Sheet from 35 ka to the present day (PATICE). Earth-Science Reviews, 103152. 
De Boever, E., Brasier, A. T., Foubert, A., & Kele, S. (2017). What do we really know about early diagenesis of non-marine 
carbonates?. Sedimentary Geology, 361, 25-51. 
Della Porta, G. (2015). Carbonate build-ups in lacustrine, hydrothermal and fluvial settings: comparing depositional geometry, 
fabric types and geochemical signature. Geological Society, London, Special Publications, 418(1), 17-68. 
Diraison, M., Cobbold, P. R., Gapais, D., Rossello, E. A., & Le Corre, C. (2000). Cenozoic crustal thickening, wrenching and rifting 
in the foothills of the southernmost Andes. Tectonophysics, 316(1-2), 91-119. 
Dupraz, C., Visscher, P. T., Baumgartner, L. K., & Reid, R. P. (2004). Microbe–mineral interactions: early carbonate precipitation 
in a hypersaline lake (Eleuthera Island, Bahamas). Sedimentology, 51(4), 745-765. 
D'Orazio, M., Agostini, S., Mazzarini, F., Innocenti, F., Manetti, P., Haller, M. J., & Lahsen, A. (2000). The Pali Aike volcanic field, 
Patagonia: slab-window magmatism near the tip of South America. Tectonophysics, 321(4), 407-427. 
González, E. (1965). La cuenca petrolífera de Magallanes. Instituto de Ingenieros de Minas de Chile. Revista Minerales, 20(91), 
43-61. 
Kempe, S., Kazmierczak, J., Landmann, G., Konuk, T., Reimer, A., & Lipp, A. (1991). Largest known microbialites discovered in 
Lake Van, Turkey. Nature, 349(6310), 605-608. 
Li, H. C., & Ku, T. L. (1997). δ13C–δ18C covariance as a paleohydrological indicator for closed-basin lakes. Palaeogeography, 
Palaeoclimatology, Palaeoecology,133(1-2), 69-80. 
Riding, R. (2011). Microbialites, stromatolites, and thrombolites. In Encyclopedia of geobiology. 
Rodriguez-Blanco, J. D., Shaw, S., Bots, P., Roncal-Herrero, T., & Benning, L. G. (2014). The role of Mg in the crystallization of 
monohydrocalcite. Geochimica et Cosmochimica Acta, 127, 204-220. 
Solari, M. A., Hervé, F., Le Roux, J. P., Airo, A., & Sial, A. N. (2010). Paleoclimatic significance of lacustrine microbialites: A stable 
isotope case study of two lakes at Torres del Paine, southern Chile. Palaeo III, 297(1), 70-82. 
Vasconcelos, C., McKenzie, J. A., Bernasconi, S., Grujic, D., & Tiens, A. J. (1995). Microbial mediation as a possible mechanism 
for natural dolomite formation at low temperatures. Nature, 377(6546), 220-222. 
Whiticar, M. J., & Suess, E. (1998). The Cold Carbonate Connection Between Mono Lake, Californiaand the Bransfield Strait, 
Antarctica. Aquatic Geochemistry, 4(3-4), 429-454. 
 
Dados Acadêmicos 
Modalidade: Mestrado; Data do Exame de Qualificação: Ago/2020; Título original do Projeto de Pesquisa: Influência 
dos agentes tectônicos na precipitação de carbonatos em lagos continentais do sul da Patagônia chilena; Data de 
ingresso na Pós-Graduação: 04/2019; Área de Concentração: Geologia Exploratória; Linha de Pesquisa: Evolução 
Crustal; Bolsa: Projeto Diagenisis - UFPR/FUNPAR/SHELL. 
 
 
 
 
A dinâmica das rochas, propagação de vibrações induzidas e dano ao 
maciço rochoso 
 
Gustavo Sampaio Lopes 
gustavoslufop@gmail.com 
Orientadora: Profa. Dra. Barbara Trzaskos (Departamento de Geologia/ UFPR) 
Coorientador: Prof. Dr.rer. nat. Germán Vinueza (Departamento de Geologia/ UFPR) 
 
Palavras-chave: desmonte de rochas; geomecânica; onda elementar 
 
1. INTRODUÇÃO 
Atualmente, dentre alguns obstáculos para a alta produtividade em empreendimentos de mineração 
chamam a atenção: o valor mais baixo dos metais, o alto custo de diluição e o decrescente teor dos 
depósitos minerais. Dentre todas as demandas das atividades mineiras, a estabilidade dos taludes 
remanescentes, objeto de estudo desse trabalho, e o cumprimento da linha de avanço planejada são de 
suma importância para a explotação mineral eficiente e segura. 
Para a preservação dos taludes deve-se entender melhor a geração de danos nas paredes 
remanescentes. Assim, para se obter a mitigação dos efeitos gerados pelas detonações é necessário 
criar modelos representativos que combinem os fatores geomecânicos do maciço rochoso lavrado com 
os parâmetros considerados para sua detonação, para assim dimensionar planos de fogo que atendam 
aos requisitos de avanço e estabilidade dos taludes construídos. 
Este trabalho busca suprir a necessidade de uma mina no Brasil, onde se tem o desafio de obter paredes 
mais estáveis que cumpram a linha de avanço planejada. Pretende-se criar um método que possa ser 
replicado em toda a mina, gerando e analisando um modelo de atenuação de vibrações e onda elementar 
(onda sísmica gerada por um único furo carregado com explosivos) representativo de um dos domínios 
litológicos da mina. A partir da criação deste modelo de simulações, realizaram-se analises de diversos 
desenhos de fogo, buscando aquele que induza o menor dano às paredes, cumprindo a linha de avanço 
planejada. Além disso, validou-se tal modelo pela avaliação, em campo, da relação entre vibração e dano 
por meio da filmagem no interior de furos perfurados a montante de dois desmontes realizados: o primeiro 
com o plano de fogo atual da mina e o segundo com o novo plano, proposto de acordo com o 
modelamento executado. 
 
2. OBJETIVOS 
Este projeto tem por objetivo compreender a resposta dinâmica dos maciços rochosos, bem como a 
propagação de onda induzida por detonações usando monitoramentos sismográficos, modelos 
matemáticos propostos na literatura e simulação computacional baseada no método de Onda Elementar 
e nos valores de velocidade de vibração crítica. Especificamente pretende-se elaborar um modelo que 
caracterize o fenômeno de propagação e atenuaçãode ondas mecânicas através da rocha para, assim, 
caracterizar a zona de dano nela causada pelo desmonte, gerando como produto final planos de fogo que 
atendam as necessidades quanto ao cumprimento da linha de fase planejada. 
3. METODOLOGIA 
 A metodologia foi definida de maneira a propiciar a geração de um modelo de danos representativo, com 
base na determinação da velocidade de vibração de partícula crítica característica do maciço rochoso 
estudado, para simular e testar diferentes planos de fogo. O modelo gerado pode ser calibrado a partir do 
imageamento dos furos de controle perfurados a montante dos desmontes e da consequente 
determinação in situ dos danos induzidos ao maciço. Assim, foi escolhida a área de estudo, de acordo 
com a disponibilidade operacional da mina, seguida pela caracterização em campo do maciço rochoso e 
domínio litológico a ser estudados (classificação geomecânica e captura de ondas sísmicas por meio de 
uso de geofones e cargas explosivas conhecidas), construção do modelo de dano e onda elementar, 
 
 
simulações de diferentes planos de fogo (parâmetros que mais afetam o maciço) e desmontes testes 
(verificação da representatividade do modelo). Desta forma foi possível entender o comportamento do 
dano induzido na região estudada da mina. A figura 1 ilustra essa metodologia. 
 
Figura 1. Fluxograma da metodologia utilizada nesse estudo 
Esse trabalho foi conduzido na região entre o cratón Amazônico a noroeste e o São Francisco a sudeste 
e no norte-nordeste com o arco Mara Rosa. Essa área é compreendida por rochas metaplutônicas de 
granulação média a grossa de rochas com composição diorítica a tonalítica mostram localmente texturas 
plutônicas bem preservadas, como enclaves e porfiríticas. (Miranda et. Al., 2018) 
Toda a caracterização geológica da área (estrutural, regional e local) foir realizada com base em revisões 
de publicações disponíveis na literatura sobre a região. 
4. RESULTADOS 
Apresentam-se a seguir, de forma sucinta, os resultados dos testes de campo e das simulações 
computacionais. 
 
4.1 ESTUDO DE SÍSMICA EM CAMPO CURTO E ENTENDIMENTO RELAÇAO EXPLOSIVO MACIÇO 
Foi possível medir registros de ondas elementares em campo curto, em dois geofones cimentados dentro 
de furos no domínio litológico estudado, os quais carregam informações importantes para este estudo. 
Com os dados capturados foi possível obter um valor médio da 𝑉𝑝 (velocidade de propagação de onda 
primária) de 4926 m/s. Tal valor, consideravelmente alto, indica alta competência do meio, corroborada 
pelas informações geomecânicas do maciço. Assim, utilizando a equação 1, foi possível determinar a 
velocidade de vibração de partícula crítica característica desse maciço rochoso. O valor encontrado para 
o biotitito nas condições apresentadas foi 897 mm/s. 
PPVc =
σt × Vp
E
 
(1) 
Onde PPVc corresponde à velocidade de vibração de partícula crítica [m/s], σt é a resistência a tração da 
rocha intacta [Mpa], Vp a velocidade de propagação de ondas primárias [m/s], E o módulo de elasticidade 
ou módulo de Young [Mpa]. De acordo com Adamsom & Scherpenisse (2000) é esperada a dilatação 
e/ou abertura de fraturas quando a vibração atinge a faixa entre 1 e ¼ da PPVc e sobreescavação quando 
o nível de vibração induzido pelo desmonte excede em 4 vezes a PPVc. Estas foram as métricas 
utilizadas de dano induzido neste trabalho. 
 
4.2 CONSTRUÇÃO DE UM MODELO REPRESENTATIVO 
 
 
Prosseguiu-se com a criação do modelo de atenuação de vibrações característico das ondas capturadas 
em campo. Para isso se computou a distância de cada carga explosiva até o geofone utilizando as 
coordenadas de GPS fornecidas pelo staff da mina. Seguiu-se com o cálculo da distância escalonada, 
conforme proposto por Devine et al. (1966), utilizando a soma vetorial dos três componentes da vibração 
medidos com o geofone triaxial (Longitudinal, Transversal e Vertical). 
Uma vez obtidos os valores de distância e distância escalonada (distância/raiz da carga explosiva) de 
cada furo ao geofone e medidas as respectivas PVS1 determinaram-se as constantes K e n por meio de 
regressão estatística. 
A equação característica é destacada pela equação 2. Sendo assim o valor de K encontrado é 725 e o 
valor de n é -1,81 e o coeficiente de correlação (R²) de 0,92, indica um alto grau de representatividade 
da curva. 
PPV = 725 × (
D
√W
)
−1,81
 
(2) 
4.2 SIMULAÇÕES E RECONHECIMENTO DOS PARÂMETROS DO PLANO DE FOGO QUE MAIS 
AFETAM O TALUDE 
Com o modelo de atenuação de vibrações representativo do maciço em estudo, as ondas elementares 
capturadas com seus respectivos parâmetros característicos e os valores de PPVc como referência foi 
possível iniciar as simulações, que envolveram a variação dos parâmetros de fogo, respeitando as 
restrições operacionais locais e o tipo de explosivo disponível (apenas emulsão gaseificada): 
 O tamanho dos desmontes; 
 A geometria da malha; 
 O diâmetro de perfuração (171 ou 215 mm); 
 O tamanho do banco (10 ou 20 m); 
 A configuração de carregamento (utilização de amortecimento); 
 A temporização e sequenciamento. 
Para cada situação foram criados mapas de calor em função da PPV encontrada, ponto a ponto, em 
comparação com a PPV crítica. Assim, se quantificou a zona alterada no maciço onde se esperava até 
¼ da PPV crítica, que é onde ainda se tem alguma extensão de fraturas pré-existentes. A tabela 1 ilustra 
os diferentes cenários, detalhando o que foi mudado em cada uma das simulações, tendo o cenário A 
como base para as análises. 
Tabela 1. Cenários simulados no modelo de atenuação de vibração e onda elementar. 
 Diâmetro 
(mm) 
Afastamento 
(m) 
Espaçamento 
(m) 
N 
Filas 
Altura do 
banco 
(m) 
Linhas de 
amortecimento 
Temporização 
A 171 4 4,5 8 10 0 Perpendicular 
B 171 4 4,5 10 10 0 Perpendicular 
C 171 4 4,5 12 10 0 Perpendicular 
D 171 4 4,5 8 10 0 Paralelo 
E 171 4.8 5.5 8 10 0 Perpendicular 
F 215 4.8 5,5 8 10 0 Perpendicular 
G 171 4 4,5 8 20 0 Perpendicular 
H 171 4 4,5 8 10 1 Paralelo 
I 171 4 4,5 8 10 2 Paralelo 
 
Em vista dos resultados esperados de dano esperado em função da PPVc foram gerados mapas de calor 
para cada um dos cenários a fim de entender a extensão do dano em função da vibração esperada. Os 
 
1 PVS: Peak Vector Sum, corresponde à Velocidade de Vibração de Partícula Resultante de Pico (VR), definida 
pela NBR 9653 (ABNT, 2018) como o máximo valor obtido pela soma vetorial das três componentes ortogonais 
simultâneas de velocidade de vibração de partícula. 
 
 
resultados de cada cenário foram comparados para determinar, dentro dos parâmetros analisados, 
aqueles que mais contribuem para a extensão do dano ao maciço rochoso, como detalha a tabela 2. 
Tabela 2. Comparativo entre a extensão de dano esperado para os diferentes cenários. 
 Ext. dano (m) Redução Razão de H 
A 17.7 - 1.8 
B 17.9 -1% 1.8 
C 17.4 1% 1.7 
D 16.5 7% 1.6 
E 16.6 6% 1.7 
F 20.0 -13% 2.0 
G 21.7 -23% 1.1 
H 13.1 26% 1.3 
I 10.1 43% 1.0 
 
Foram executados dois desmontes testes com dois diferentes cenários: A e H. Nesses desmontes foram 
gerados mapas de calor para análise de vibração de acordo com o modelo e perfurados furos para 
filmagem e inspeção a montante dos polígonos do desmonte. Nestas inspeções registraram-se o estado 
do maciço antes e após a detonação, permitindo correlacionar o aparecimento de novas fraturas ao dano 
gerado pelos desmontes. 
A figura 1 ilustra o polígono desmontado no primeiro teste, com o plano de fogo referente ao cenário H, 
e o respectivo mapa de calor, mostrando a localização dos furos de inspeção (furos na parte de traz do 
polígono) e em preto o talude remanescente após o desmonte, assinalando uma boa aderência entre o 
esperado e o real. 
 
PPV (mm/s) 
PPVc/4 PPVc 2xPPVc 4xPPVc 8xPPVc 
224 897 1794 3588 7176 
Figura 1. Em A) croqui do polígono a ser desmontado destacando em preto família de fraturas com direção