UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ
PRÓ-REITORIA DE PESQUISA E PÓS-GRADUAÇÃO DIRETORIA DE PESQUISA
UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ
PRÓ-REITORIA DE PESQUISA E PÓS-GRADUAÇÃO DEPARTAMENTO DE PESQUISA
PROGRAMA INSTITUCIONAL DE BOLSAS DE INICIAÇÃO CIENTÍFICA - PIBIC RELATÓRIO TÉCNICO – CIENTÍFICO
Período: Agosto/2014 a Julho/2015 (X) RELATÓRIO FINAL
IDENTIFICAÇÃO DO PROJETO
Título do Projeto de Pesquisa: IMPLEMENTAÇÃO DA ANÁLISE ISOTÓPICA DE
METAIS DE TRANSIÇÃO E APLICAÇÕES EM ESTUDOS
PALEO-OCEANOGRAFICOS
Nome do Orientador: Candido Augusto Veloso Moura Titulação do Orientador: Doutor
Instituto de Geociências Faculdade de Geologia
Laboratório: Laboratório de Geologia Isotópica / Pará-Iso
Título do Plano de Trabalho: DETERMINAÇÃO DA COMPOSIÇÃO ISOTÓPICA
DE FERRO EM FORMAÇÕES FERRÍFERAS BANDADAS: APLICAÇÃO EM ROCHAS DA PROVÍNCIA MINERAL DE CARAJÁS.
Nome do Bolsista: SAMYLY DE SOUSA RAPOSO
RESUMO
As Formações Ferríferas Bandadas (FFB) são atualmente as mais importantes fontes de minério de ferro do mundo, A determinação da composição isotópica do ferro nestas rochas tem ajudado a entender as condições de paleodeposição das FFB, que está relacionada ao aumento do teor de oxigênio na atmosfera Terra. A determinação da composição isotópica do ferro nas FFB da Província Mineral de Carajás (PMC), contribuir para o entender as condições paleo-oxidação dos oceanos à época da deposição dessas rochas (~2,77 Ga). Assim, neste trabalho foram desenvolvidos diferentes atividades com este fim que envolveram pesquisa bibliográfica sobre FFB e espectrometria de massa, a descrição petrográfica de amostra selecionada de FFB da PMC, dissolução de amostra da FFB a ser analisada e separação cromatográfica do ferro visando a determinação da composição isotópica deste elemento.
1 INTRODUÇÃO
O presente trabalho pretende contribuir para a investigação da composição isotópica do ferro em formações ferríferas bandadas da Província Mineral de Carajás, por meio do desenvolvimento de procedimentos laboratoriais voltados para esta atividade. Este estudo visa contribuir para entender as condições paleodeposicionais dessas formações ferríferas no Arqueano, à época da deposição dessas rochas (~2,77 Ga). Neste relatório são reportadas as atividades realizadas com esse fim, e que envolveram a descrição mineralógica de amostras selecionadas dessas formações ferríferas, o desenvolvimento de procedimentos laboratoriais empregados para a análise isotópica do ferro, além de pesquisa sobre formações ferríferas bandadas e espectrometria de massa que é método analítico a ser empregado na determinar a composição isotópica do ferro.
2 FORMAÇÕES FERRÍFERAS BANDADAS (BIFs) 2.1 Definição e idades
O termo iron-formation, definido inicialmente por James (1954 apud Macambira, 2003) caracteriza uma rocha composta inicialmente por sedimentos
químicos, formados por estruturas acamadadas ou laminadas, que possuem acima de 15% de ferro de origem sedimentar em sua composição. As Formações Ferríferas Bandadas ou BIFs (Banded Iron Formations) foram caracterizadas por Trendall (1983 apud Macambira, 2003) como rochas sedimentares com quantidades anomalamente altas de Fe.
As Formações Ferríferas Bandadas são as mais importantes fontes de minério de ferro do mundo, pois representam aproximadamente 60% dos depósitos conhecidos (Huston and Logan, 2004 apud Zhu et al. 2014). Estes podem ser divididos em dois principais tipos, que são baseados nos cenários deposicionais, segundo Gross (1965, 1973 apud Zhu et al. 2014): Algoma e Superior. As BIFs do tipo Algoma foram classificadas por Gross (1973 apud Macambira, 2003) como formações bandadas oriundas de fontes termais em ambientes vulcânicos. Por sua vez, as BIFs do tipo Superior são caracterizadas por serem granulares, originadas a partir da precipitação química em bacias sedimentares. O estudo das BIFs é de grande importância para a melhor compreensão da história primitiva da Terra, além de auxiliar na obtenção de informações mais acuradas a respeito das composições químicas da hidrosfera (Bekker et al., 2010; Klein, 2005 apud Zhu et al. 2014).
As BIFs apareceram pela primeira vez em 3,8 Ga no registro geológico, atingindo um pico em 2,5 Ga e desaparecendo em 1,8 Ga. Elas reapareceram entre 0,6 e 0,8 Ga devido ao evento da Terra bola de neve (Snowball Earth) (Klein, 2005
apud Zhu et al. 2014). Cloud e Holland (1973 apud Zhu et al. 2014) sugeriram pela
primeira vez que o Fe e Si das BIFs poderiam ser derivados da água do mar, onde o Fe2+ poderia ser o produto do intemperismo terrestre em ambiente anóxico ou por
emanações vulcânicas no oceano ou no fundo do mar (Zhu et al. 2014).
2.2 Distribuição
Segundo Goodwin (1973 apud Macambira, 2003), cerca da metade das reservas mundiais de ferro estão nas BIFs distribuídas ao longo de um cinturão em terreno proterozóico. Os depósitos de BIFs do tipo Superior estão geralmente dispostos em posições intracratônicas, além de haver subparalelismo do cinturão em relação aos limites das placas modernas. Goodwin (1973 apud Macambira, 2003) sugere ainda um padrão global relacionado ao alinhamento das placas proterozóicas
com as bacias sedimentares ricas em Fe e Mn, como pode ser observado na figura 2.1.
Figura 2.1: Distribuição das formações ferríferas bandadas em escala global, nas crostas Pré-cambrianas e Fanerozóicas, segundo a proposta de Goodwin (1973), em uma possível reconstrução do Pangea.
2.3 Origem
Devido a dificuldade de encontrar um consenso na comunidade acadêmica acerca da origem das formações ferríferas bandadas, os aspectos descritivos serviram como auxílio para a criação de algumas hipóteses. Estas formações ferríferas são classificadas como rochas sedimentares que se formaram pela precipitação de compostos químicos em plataformas continentais, nas regiões ainda continentais dos oceanos, onde podem ser individualizadas duas camadas: as de coloração cinza, com a presença de minerais silicatados, e as vermelhas, com abundância em minérios de ferro. Cada uma destas pode ter espessuras que variam entre os poucos milímetros e alguns metros. Devido a alta abundância de ferro, as BIFs são principalmente utilizadas para a extração deste metal, sendo responsáveis pelos maiores reservatórios de ferro em superfície (Fortin et al. 2005).
O ferro naturalmente pode ser encontrado em duas formas: a forma reduzida (Fe2+) ou a oxidada (Fe3+). A alternância entre as duas formas é causada por
reações químicas de oxidação-redução (ou redox), onde os óxidos de Fe (férrico e ferroso) sofrem reações nas quais há transferência de elétrons de um elemento
redutor para um elemento que atua como agente oxidante. No caso do ferro, o oxigênio é o agente oxidante que “rouba” elétrons ao ferro, formando-se como produto da reação óxido de ferro, ou mais conhecidos como ferrugem (óxido ferroso) (Fortin et al. 2005).
A presença de Fe na atmosfera e oceanos atuais não é comum, porém, no passado, as atividades de fontes hidrotermais ou vulcânicas nos oceanos grandes quantidades de ferro que ficaram dissolvidas no mar devido ao oxigênio ser um elemento bastante raro na sua forma livre. A precipitação do ferro no fundo oceânico ocorreu no GOE (Great Oxygenation Event), onde ocorreu o aparecimento do oxigênio livre a partir da atividade fotossintética (Fortin et al. 2005).
O Grande Evento de Oxigenação (GOE), também chamado Crise de Oxigênio ou Grande Oxidação, é o aparecimento induzido biologicamente de oxigênio livre (O2) na atmosfera da Terra. Evidências geológicas, isotópicas e químicas sugerem que esta grande mudança ambiental aconteceu cerca de 2,4 bilhões de anos atrás (2,4 Ga) (Fortin et al. 2005).
As trajetórias da história de oxigenação da atmosfera e dos oceanos são razoavelmente bem conhecidas, porém existem lacunas significativas relacionadas principalmente a oxigenação dos oceanos (Holland, 2006). Para uma maior compreensão dessas trajetórias, foram definidos cinco estágios de oxigenação da atmosfera e oceanos por Holland (2006) (Figura 2.2), observados pela evolução da pressão de O2, além da concentração do mesmo, estimadas nos oceanos rasos e
profundos:
Durante o estágio 1 (3,85-2,45 Ga), a concentração de O2 atmosférico era
menos que algumas partes por bilhão, e os oceanos eram praticamente anóxicos. O estágio 2 (2,4 e 2,0 Ga) foi marcado pelo aumento da concentração de O2 na
atmosfera durante o grande evento de oxigenação. Houve um certo equilíbrio entre a concentração de O2 na atmosfera e no oceano raso, enquanto o oceano profundo
ainda era anóxico.
Em seguida, o estágio 3 (1,85-0,85 Ga) foi caracterizado pela estabilidade,
sem muitas mudanças na quantidade de O2 atmosférico e também no oceano raso,
porém, durante todo o período, houve uma leve oxigenação nos oceanos mais profundos. No estágio 4 (0,85-0,54 Ga), um novo aumento da concentração de
oxigênio pôde ser observado no oceano raso, porém os oceanos profundos
continuavam anóxicos. A pressão de O2 também aumentou.
No quinto e último estágio, de 0,54 Ga até os dias atuais, o nível de O2 subiu
na atmosfera, até atingir sua maior concentração durante o carbonífero, para ser reduzida novamente, irregularmente, até os valores de 0,2 atm observados hoje, como mostra a figura 2.2. A concentração de O2 nos oceanos também seguiu o
mesmo padrão.
Estágios
Figura 2.2: Modelo estimativo da evolução da concentração de O2 nos oceanos rasos e profundos,
além da pressão de O2 na atmosfera (Fonte: Holland, 2006).
A deposição de formações ferríferas bandadas (BIFs) durante a era paleoproterozóica sugere que oceano profundo permaneceu anóxico, no último episódio, até cerca de 1,8 Ga, o que permitiu que o ferro reduzido se encontrasse em altíssimas concentrações e fossem acumulados nos oceanos profundos. Tais
informações que podem ser utilizadas para compreender a evolução das BIFs da Província Mineral de Carajás (PMC).
2.4 Província Mineral de Carajás
A Província Mineral de Carajás (PMC) é caracterizada por uma unidade metalogenética que contém um dos maiores depósitos de ferro do mundo (aproximadamente 18 bilhões de toneladas), que ocorre na borda SE do Cráton Amazônico. A PMC está limitada a norte pela Serra do Bacajá, a sul pela Serra dos Gradaús a oeste pelo rio Xingu e a leste pelos rios Araguaia-Tocantins, (DOCEGEO 1988 apud Macambira et al. 2002).
O Supergrupo Itacaiúnas (DOCEGEO 1988) compreende sucessões arqueanas, dentre elas o Grupo Grão Pará, que é uma seqüência vulcanossedimentar não metamorfisada, que abriga as BFIs da PMC. Esta unidade litoestratigráfica é composta na base pela Formação Parauapebas, representada por basaltos com níveis de riolitos subordinados, cuja idade de cristalização é de 2.758 ± 2 Ma (Machado et al. 1991 apud Macambira et al. 2002). Estas rochas vulcânicas estão sobrepostas pelos jaspilitos da Formação Carajás que, por sua vez, estão recobertos pelas rochas da Formação Igarapé Cigarra (basaltos com lentes de BIFs, cherts, siltitos e arenitos), assim como os siltitos carbonáticos da jazida de manganês do Azul (Formação Igarapé Boa Sorte) (Macambira, 2003).
Os jaspilitos da Formação Carajás são BIFs de fácies óxido que possuem aproximadamente 220 m de espessura, na área da Mina N4E. As rochas possuem bandamento centimétrico extremamente persistente lateralmente, constituído por bandas de hematita/magnetita que se alternam com bandas de jaspe e/ou chert branco (Macambira et al. 2002).
3 ESPECTROMETRIA DE MASSA
A espectrometria de massa é uma ferramenta utilizada para a caracterização das moléculas no que diz respeito a relação massa/carga iônica. A técnica é amplamente utilizada em diversos tipos de análises, devido a sua extrema precisão nos resultados. Neste trabalho será empregada a espectrometria de massa com fonte de plasma (ICP-MS, Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry) (Figura 3.1) cujo funcionamento é descrito a seguir.
Figura 3.1: Representação esquemática do funcionamento de um espectrômetro de massas.
3.1 Princípios Gerais do ICP-MS 3.1.1 Introdução da amostra
A amostra é introduzida num plasma de argônio sob a forma de um aerossol de partículas líquidas muito pequenas. Para o efeito, usa-se uma bomba peristáltica, um nebulizador e uma câmara de nebulização. No seio do plasma (8000 – 9000ºC) o solvente é evaporado e os componentes da amostra são decompostos nos seus átomos, que depois se ionizam.
3.1.2 Produção e extração dos Íons
Na etapa de ionização, a solução a ser analisada é introduzida na pressão atmosférica, onde são produzidos fundamentalmente íons M+ com uma elevada
sensibilidade, e poucos fragmentos moleculares permanecem. Logo após ocorre a extração dos íons do plasma através de um conjunto de dois cones (Figura 3.2): a) Cone de amostragem, b) Cone ”skimmer”. Posteriormente, um conjunto de lentes iônicas focaliza e otimiza a transmissão dos íons para o analisador.
Figura 3.2: Cones para a extração dos íons do plasma. Fonte: FFUP
3.1.3 Separação dos íons
Após a transmissão dos íons, ele passa por 4 barras cilíndricas montadas equidistantemente umas das outras num arranjo circular, que separa os íons de acordo com a sua razão massa/carga, conhecido como quadrupolo (Figura 3.3). As demais massas, que não fazem parte da razão pré-definida no equipamento, passam por uma trajetória instável e são eliminadas. Após passar pelo quadrupolo, os íons são submetidos ao setor magnético, onde a nova separação ocorre de acordo com os campos magnéticos, que desviam os íons em função da sua massa e velocidade.
3.1.4 Detecção dos Íons
A detecção dos íons é feita com um multiplicador que mede o número de íons que chegam ao detector, o qual é proporcional à concentração desse isótopo no plasma. A operação do detector pode ocorrer em dois modos distintos: a) contagem de íons, para baixas concentrações; b) corrente de íons, para altas concentrações.
Figura 3.3: Quadrupolo utilizado para a separação dos íons de acordo com a razão massa/carga.
3.2 ICP-MS Modelo NEPTUNE 3.2.1 Introdução
A análise isotópica realizada no presente trabalho conta com o equipamento disponível no Pará-Iso, que se trata de um ICP-MS modelo Neptune. Este equipamento utiliza a energia fornecida pelo plasma (mistura gasosa condutora de eletricidade) para promover a ionização da amostra para análise no espectrômetro de massa, resultando na separação destes íons em função da sua razão massa/carga na presença de um campo eletromagnético. Os íons de interesse são conduzidos até ao detector onde são convertidos num sinal elétrico mensurável. A maioria dos elementos possui mais de um isótopo, e no plasma são gerados íons positivos de cada isótopo para a obtenção de diferentes espectros de massa, tornando, portanto, possível a determinação da composição isotópica dos elementos.
3.2 Interior do NEPTUNE
Figura 3.4: Esquema do interior do NEPTUNE Fonte: Thermo Electron Corporation.
4 DESCRIÇÃO DA AMOSTRA
A amostra MR-4C, é parte da coleção do Professor Dr. Joel Macambira, que foi cedida gentilmente para a realização deste trabalho. Trata-se de uma rocha de coloração cinza avermelhado, granulação muito fina, composta por bandas de composições ora silicosas, ora compostas por minerais opacos (Figura 4.1). Nas bandas silicosas pode-se observar quartzo microcristalino nas porções mais esbranquiçadas e jaspe nas porções mais avermelhadas. As espessuras das bandas variam entre 0,3mm e 1,5cm, aproximadamente. Destaca-se nesta amostra uma faixa de ~3cm de coloração esbranquiçada que é composta basicamente por quartzo e poucos minerais opacos.
Ao analisar a amostra em microscópio, é possível confirmar a composição descrita anteriormente, onde a rocha é composta basicamente por quartzo microcristalino, de granulação muito fina, sem orientação preferencial e apresentam continuidade lateral. Podem ainda ser observados vários veios de quartzo cortando as bandas (Figura 4.2).
Os cristais de jaspe também podem ser identificados na rocha, de coloração avermelhada a castanha, que intercalam constantemente com bandas de chert e alguns minerais opacos. Os minerais opacos correspondem a ~40% da composição mineralógica total da rocha, e se apresentam em microbandas que se intercalam com os cristais de quartzo e jaspe (Figura 4.3). Nas descrições realizadas por Macambira (2003) os minerais opacos identificados foram hematita e magnetita, principalmente.
Figura 4.1: Amostra MR-4C utilizada no trabalho. Apresenta bandas de quartzo, jaspe e minerais opacos.
Figura 4.2: Contato entre a banda de quartzo e a banda de minerais opacos na luz natural e com nicóis cruzados, com a presença de um veio de quartzo. Aumento 2,5x.
Figura 4.3: Contato entre a banda de jaspe e a banda de minerais opacos na luz natural e com nicóis cruzados. Aumento 2,5x.
A análise mineralográfica dos minerais opacos mostrou a predominância de hematita e uma menor quantidade de magnetita e maghemita. A hematita possui cor branca-acinzentada com fraca birrefringência e anisotropia entre branca azulada e branca acinzentada. Representa aproximadamente 90% dos óxidos de ferro, ocorrendo intercaladas com as bandas de minerais silicosos, em contatos sinuosos e as vezes bruscos.
A maghemita representa cerca de 9% dos óxidos de ferro, possui uma cor cinza azulada, isotrópica e ocorre como produto de alteração da magnetita (Figura 4.4). A magnetita representa cerca de 1% dos óxidos de ferro, possui uma cor cinza, sem birreflexão e isotrópica, ocorrendo principalmente em lentes na camada de hematita, ou as vezes formando ilhas. Cristais euédricos de maghemita foram observados parcialmente substituídos nas bordas por magnetita.
2µm
m
2mm
Figura 4.4: Visão geral da rocha, com a predominância de cristais de hematita (cinza esbranquiçado) e alguns cristais de maghemita (cinza azulado).
5 PROCEDIMENTOS PARA A SEPARAÇÃO CROMATOGRÁFICA DO FERRO
A rocha MR-4C foi levada para o laboratório de laminação e cortada em 5 (cinco) partes que foram escolhidos a partir das diferenças texturais/composicionais (Figura 5.1). Em seguida as 5 espécimens foram lixadas para retirar fragmentos da serra utilizada no corte. Posteriormente, eles foram pulverizadas na Oficina de Preparação de Amostras (OPA) e levadas para a fase de abertura química (dissolução) das amostras, no Laboratório de Geologia Isotópica da UFPA (Pará-Iso).
5.1 Abertura da amostra
Inicialmente, foram pesados em cadinhos de teflon cerca de 100mg de cada amostra em uma balança de alta precisão (tabela 1) e misturadas com 3ml de HF** e 1ml de HNO3**. Os cadinhos foram levados para o ultrassom por 5 minutos e
posteriormente levados para a chapa a 100ºC por 48 horas. Após este tempo, os cadinhos foram destampados e deixados na chapa até secar. Por ter restado uma pequena quantidade de resíduo sólido no fundo do cadinho, o processo foi repetido, adicionando 3ml de HF** e 1ml de HNO3** nos cadinhos, que foram levados a chapa
a 100ºC por mais 24h. As amostras secaram e foram retiradas da chapa para esfriar.
Amostra Ma 1 0,1048g 2 0,1051g 3 0,1010g 4 0,1101g 5 0,1005g
Tabela 1: Massas que foram pesadas para a abertura da amostra.
Paralelamente, foram iniciados os procedimentos de limpeza das colunas de teflon 1, 2, 3, 4 e 5, onde foram adicionados 6ml de HNO3 2% e desprezados.
Enquanto isso, foram retirados 1mL de cada amostra, que foram colocados em 5 tubos de centrífuga e mais um tubo com H2O e levados a centrífuga por 20 minutos
(Figura 5.3). Durante a centrifugação, foram adicionados mais 2 mL de HCl 6N + H2O2 e desprezados para o condicionamento da resina.
Figura 5.3: Tubos contendo as 5 soluções e mais um tubo com H2O antes da centrifugação.
Foram adicionados 0,3 mL de HCl 6N + H2O2 no resíduo da amostra (Figura
5.4) para dissolver e foram transferidos para a coluna (fase de introdução da amostra). A partir daí, foram realizados os procedimentos descritos na ficha de separação cromatográfica de ferro (Tabelas 2 e 3) e as amostras coletadas foram levadas para a chapa a 100ºC.
Identificação das amostras 1 2 3 4 5
Adicionar 100 µL de HCL 6N + H2O2 e desprezar X X X X X Adicionar 100 µL de HCL 6N + H2O2 e desprezar X X X X X Adicionar 100 µL de HCL 6N + H2O2 e desprezar X X X X X Adicionar 2 mL de HCL 6N + H2O2 e desprezar X X X X X Adicionar 6,5 mL de HCL 6N + H2O2 e desprezar X X X X X
Identificação das amostras 1 2 3 4 5 Adicionar 100 µL de HCl 1N + H2O2 e coletar (Ferro). X X X X X Adicionar 100 µL de HCl 1N + H2O2 e coletar (Ferro). X X X X X Adicionar 100 µL de HCl 1N + H2O2 e coletar (Ferro). X X X X X Adicionar 700 µL de HCl 1N + H2O2 e coletar (Ferro). X X X X X Adicionar 1 mL de HCl 1N + H2O2 e coletar (Ferro). X X X X X Adicionar 3 mL de HCl 1N + H2O2 e desprezar. X X X X X
Tabela 3: Mudança de concentração da solução eluente para a coleta do ferro.
Figura 5.4: Fase de introdução da amostra. O tom amarelo mais escuro mostra a eluição do ferro ao interagir com a resina.
Por fim, foram retirados 0,05 mL das amostras 1 a 5 e colocadas nos tubos S1, S2, S3, S4 e S5, além da duplicação da amostra 3 no tubo S6. Estes 0,05 mL de amostra foram diluídos em 2 mL de água, para serem analisados no ICAP.
6 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
DOCEGEO 1988. Revisão litoestratigráfica da Província Mineral de Carajás. In: SBG, Congresso Brasileiro de Geologia, 35, Belém, Anexo aos Anais, p. 11 -54. Fortin, D., & Langley, S. 2005. Formation and occurrence of biogenic iron-rich minerals Earth-Science Reviews, 72 (1-2), p. 1-19.
Holland, HD. 2006. The oxygenation of the atmosphere and oceans. Philosophical Transactions of the Royal Society: Biological Sciences. Vol. 361. p. 903–915.
Macambira JB, Schrank A, 2002. Quimio-estratigrafia e evolução dos jaspilitos da Formação Carajás (PA). Revista Brasileira de Geociências, Vol. 32, p. 567-577. Macambira JB, 2003. O ambiente deposicional da Formação Carajás e uma proposta de modelo evolutivo da Bacia do Grão Pará. Tese de Doutorado, Unicamp. Neptune Training course, 2006. Basic Operator Training. Thermo Electron Corporation.
Rouxel OJ, Bekker A, Edwards KJ. 2005. Iron isotope constraints on the Archean and Paleoproterozoic ocean redox state. Science 307, p. 1088–1091.
Zhu XQ, Tang HS, Sun XH. 2014. Genesis of banded iron formations: A series of experimental simulations. Ore Geology Reviews 63 (2014) p. 465–469.
Parecer do Orientador
A bolsista Samily de Sousa Raposo desenvolveu seu trabalho a contento, demonstrando iniciativa e responsabilidade no desenvolvimento do trabalho. Infelizmente, devido a problemas no sistema automático de introdução de amostra do espectrômetro de massa do com fonte de plasma (Neptune) do Pará-Iso, ela não pôde realizar a analise isotópica de ferro prevista no seu trabalho. Esclareço que a introdução de amostra por meio do amostrador automático é fundamental para a determinação da composição isotópica do ferro pois, a amostra, solução padrão de ferro e brancos analíticos são analisados em uma sequencia pré-estabelecida para o cálculo on line dos valores de 56Fe. Portanto, a bolsista desenvolveu o seu trabalho
até o ponto que podia seguir. Informo que com recursos de projetos de pesquisa estamos importando a peça para substituir aquela defeituosa e tão logo o amostrador automático esteja em operação essas análises serão realizdas.
Data: 10/08/2015 _________________________________ CANDIDO A V MOURA ORIENTADOR _________________________________ ASSINATURA DA ALUNA
