UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ
PRÓ-REITORIA DE PESQUISA E PÓS-GRADUAÇÃO DIRETORIA DE PESQUISA
PROGRAMA INSTITUCIONAL DE BOLSAS DE INICIAÇÃO CIENTÍFICA – PIBIC/UFPA-CNPq
RELATÓRIO TÉCNICO - CIENTÍFICO
Período : agosto/2016 a julho/2017
( X ) PARCIAL ( ) FINAL
IDENTIFICAÇÃO DO PROJETO
Título do Projeto de Pesquisa: Instituto de Geociências da Amazônia - INCT GEOCIAM, MCT/CNPq/FAPESPA
Nome do Orientador: Paulo Sergio de Sousa Gorayeb Titulação do Orientador: Doutor
Instituto/Núcleo: Instituto de Geociências Faculdade: Faculdade de Geologia
Laboratório: Laboratório de Petrografia
Título do Plano de Trabalho:
Caracterização geoquímica das rochas máficas da região de Tangará da Serra/MT.
Nome do Bolsista: Acacio Nunes de Pina Neto Tipo de Bolsa: PIBIC/ CNPq
Belém| Fevereiro 2017
1 - INTRODUÇÃO
A Formação Tapirapuã foi inicialmente reconhecida por Corrêa & Couto (1972) como uma série de derrames vulcânicos de natureza máfica, de caráter fissural (Barros et al., 2006). Ela é representada por basaltos toleíticos com melhores exposições nos arredores da cidade de Arenápolis, sustentando a Serra Tapirapuã e nas proximidades da cidade de Tangará da Serra em Mato Grosso (Bahia et al., 2006). Essas rochas também estão expostas nos municípios de Barra do Bugres, Nortelândia e Alto Paraguai (Almeida et al., 1972); nas cabeceiras dos Rios Arinos (Figueiredo et al., 1974), Jatobá (Padilha et al., 1974), Angelim e Sepotuba (Figueiredo & Oliviatti 1974), e no Balneário Primavera (Barros et al., 2006).
Evans (1894, apud Almeida 1964) foi quem primeiro citou, no seu trabalho, as ocorrências dessas rochas, estimando uma espessura de 310 m. Entretanto, sabe-se hoje que essa espessura pode variar de 15 a 310 m (Figueiredo & Oliviatti, 1974; Montes-Lauar et al., 1994; Lacerda Filho et al., 2004). Barros et al., (2006) atribuíram essas variações ao surgimento tardio de sistemas rifts.
A Formação Tapirapuã é constituída por basaltos isotrópicos, de cor cinza-chumbo, nas bordas e no centro, e por diabásios finos à médios, do tipo toleítico. Os basaltos exibem amigdalas, disjunções colunares e esfoliações esferoidais. Podem apresentar aspecto brechóide ao longo de falhamentos e intenso diaclasamento (Barros et al., 1982, 2006;
Lacerda Filho et al., 2004; Bahia et al., 2006). Lacerda Filho et al., (2004) relatam que os diabásios exibem granulação fina e textura ofítica. No Balneário Primavera, cerca de 3 km de Tangará da Serra, Barros et al., (2006) caracterizam os basaltos como hipocristalinos com textura subofítica, constituídos por plagioclásio (An60-An70), clinopiroxênios (augita e pigeonita) e olivina. Os cristais de plagioclásio apresentam hábito ripiforme, alguns podem apresentar-se zonados e são englobados total ou parcialmente por cristais de clinopiroxênio.
A olivina ocorre em menor proporção e encontra-se alterada para argilominerais marrom- avermelhados. A matriz, de natureza criptocristalina, possui cor marrom-avermelhada e esverdeada devido à mistura de argilominerais do tipo caledonita (verde), esmectita, óxidos e hidróxidos de ferro (marrom). As amígdalas são comumente preenchidas por carbonato, quartzo, epidoto e zeólitas.
A Formação Tapirapuã foi datada em 206 Ma ± 6 Ma pelo método Ar/Ar em rocha total por Barros et al. (2006). Portanto, pode ser correlacionada aos seguintes eventos:
Magmatismo Penatecaua da Bacia do Amazonas (Issler 1974); Formação Mosquito da Bacia do Parnaíba (Aguiar 1969 apud Bahia et al., 2006); Formação Anari (RO), aos basaltos das
Guianas (196 Ma) e Oeste Africano (200 Ma) e aos diques máficos do Cassiporé no Amapá (Barros et al., 2006).
Análises geoquímicas parciais apresentadas por Barros et al. (2006) sugerem que essas rochas possuem composições básicas de ambiente intraplaca continental e com natureza toleítica. Elas teriam se originado a partir de fontes mistas com possível relação com a pluma de Tristão da Cunha, ativa durante o período de 200 Ma atrás (Barros et al., 2006).
2 – LOCALIZAÇÃO DA ÁREA
A área de estudo está localizada na região de Tangará da Serra, Estado do Mato Grosso, a nordeste da Cidade de Mirassol D’Oeste e distante 240 km da capital Cuiabá (Figura 1). O acesso via rodoviária à área de estudo, partindo de Cuiabá, se dá pelas rodovias BR-163, BR-364, MT-246 e MT-480, atravessando os municípios de Diamantino e Barra dos Bugres. A cidade de Tangará da Serra está situada entre as serras de Tapirapuã e dos Parecis, que delimitam dois ecossistemas importantes no território brasileiro: o Pantanal Matogrossense ao Sul e o Chapadão dos Parecis ao Norte.
Figura 1- Mapa de localização da área de estudo.
3 - JUSTIFICATIVA E OBJETIVO DO TRABALHO
No desenvolvimento do projeto “Estudo geoquímico da ocorrência de hidrocarbonetos em carbonatos do Neoproterozóico do sudeste do Cráton Amazônico e norte da Faixa Paraguai” financiado pela Agência Nacional do Petróleo (ANP), foram executados trabalhos de campo em junho de 2011 e realizados perfis geológicos na região de Tangará da Serra, no sudoeste do Mato Grosso, com abordagem sobre ocorrência de petróleo em rochas do Neoproterozoico do Grupo Araras. Um dos objetivos do projeto foi o de investigar os efeitos
da termicidade das rochas máficas na maturação dos hidrocarbonetos, e foram coletadas amostras de basaltos e diabásios da unidade denominada informalmente de “Basaltos Tapirapuã” do Triássico-Jurássico. No entanto, não foi dada continuidade no projeto sobre essas rochas magmáticas, até então pouco conhecidas, sendo assim objeto do presente estudo, que pretende caracterizar geologicamente, petrograficamente e geoquimicamente essas rochas e, desta forma, contribuir para o conhecimento deste magmatismo na evolução geológica da região.
A justificativa do presente trabalho se baseia principalmente na carência de análises petrográficas detalhadas e na existência limitada de dados geoquímicos associados a essas rochas máficas. O projeto de iniciação científica passado, do período 2015/2016 intitulado
“Caracterização geológica e petrográfica das rochas máficas da região de Tangará da Serra/MT”, deu continuidade ao estudo sobre essas rochas magmáticas, até então pouco conhecidas, caracterizando-as petrograficamente, definindo a natureza deste magmatismo e, desta forma, contribuindo para o conhecimento deste magmatismo na evolução geológica da região.
Para avançar no conhecimento acumulado tornou-se necessário utilizar a geoquímica de rocha para caracterizar as assinaturas geoquímicas dos basaltos e diabásio, inclusive compará-los, caracterizar a natureza das séries magmáticas, para interpretar os processos de formação dessas rochas e o ambiente geológico-geotectônico ao qual essas rochas se formaram.
4 – O DESENVOLVIMENTO DO TRABALHO E OS MÉTODOS APLICADOS
As amostras utilizadas neste estudo foram coletadas em 2011 no âmbito do projeto de pesquisa “Estudo geoquímico da ocorrência de hidrocarbonetos em carbonatos do Neoproterozóico do sudeste do Cráton Amazônico e norte da Faixa Paraguai” financiado pela Agência Nacional de Petróleo (ANP) e cedidas pelos professores Drs. Paulo Gorayeb e Cândido Moura (IG/UFPA).
Nesta primeira metade do projeto de iniciação científica foi inicialmente realizado um levantamento do acervo de dados geológicos e geoquímicos disponíveis na literatura sobre a região, tais como, artigos científicos em periódicos e em eventos, relatórios técnicos, dissertações, teses, mapas, etc. A pesquisa bibliográfica possibilitou o levantamento de informações disponíveis na literatura sobre a geologia da região sudoeste do Mato Grosso, bem como o “estado da arte” do conhecimento das rochas máficas da região,
especificamente aqueles estudos voltados para a Formação Tapirapuã. Outras leituras foram feitas em livros textos e artigos relacionados à petrologia, formação e geoquímica de derrames basálticos e soleiras de diabásios a fim de consolidar o conhecimento do discente na aplicação dos conceitos e compreensão dos processos magmáticos.
Portanto, neste relatório encontram-se reunidos todos os levantamentos, dentre eles:
levantamento dos diagramas geoquímicos discriminantes para rochas máficas; levantamento dos métodos geoquímicos analíticos (ICP-AES e ICP-MS); levantamento das características dos vulcanismos correlatos (Ex. Cassiporé e Parnaíba) e levantamento do magmatismo acontecido no Mesozoico tanto no Brasil como em outras regiões do Planeta.
Em seguida foi realizada a preparação das amostras para análise geoquímica. Nesta etapa foram selecionadas sete amostras para serem encaminhadas para britagem, pulverização e homogeneização/quarteamento. As amostras selecionadas foram fragmentadas no Britador de Mandíbulas na Oficina de Preparação de Amostras (OPA) do IG/UFPA, moídas em shatter box tipo Spex sample prep modelo 8515=115 do Grupo de Petrologia e Evolução Crustal (GPEC/IG-UFPA) e pulverizadas em Moinho Almofariz de ágata modelo Retsch RM 200 do Laboratório de Sedimentologia. Posteriormente, foram homogeneizadas, quarteadas e as alíquotas encaminhadas ao Laboratório ALS Global para determinação dos elementos maiores e menores (SiO2, TiO2, Fe2O3,MnO, MgO, BaO, CaO, Na2O, K2O, P2O5, Cr2O3) por ICP-AES (Inductively Coupled Plasma - Atomic Emission Spectroscopy), os elementos traços (Sn, Ta, Th, Tl, W, Rb, Sr, Zr, Nb, Y, Ga, Sc, Th, U, V) incluindo os Terras Raras (La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Tb, Dy, Ho, Er, Tm, Yb, Lu) determinados por ICP-MS (Inductively Coupled Plasma - Mass Spectroscopy).
A caracterização geoquímica destas rochas terá como base os princípios gerais discutidos por Ragland (1989) e Rollinson (1993) e será baseada na confecção de diagramas de variação, classificação e tipologia (Pearce, 1968; Irvine & Baragar, 1971; Cox et al., 1979;
Peloggia & Figueiredo, 1991) a partir da avaliação dos elementos maiores e menores; na confecção de diagramas de variação e discriminantes de ambiente geotectônicos (Pearce &
Norry, 1979; Pearce, 1982) e avaliação de possíveis processos magmáticos a partir de elementos traços; e possíveis fases fracionadas durante a geração, fracionamento e cristalização do magma a partir dos elementos terras raras.
5 – RESULTADOS
5.1. O Magmatismo Mesozoico
Segundo Marzoli et al., (1999), o magmatismo no Mesozoico foi marcado por uma intensa atividade magmática caracterizada por sills, diques e extensos derrames tholeíticos que ultrapassam os 7 milhões de km2 e que afloram em porções da África, Europa, América do Norte e América do Sul, incluindo as regiões centrais e setentrionais do Brasil. Esse magmatismo Mesozoico associado à fragmentação do Pangea e abertura do oceano Atlântico Central, é reunido por diversos autores (Marzoli et al., 1999; Hames et al., 2002;
McHone, 2006) sob a denominação de Província Magmática do Atlântico Central (Central Atlantic Magmatic Province - CAMP) (Figura 2).
Figura 2 – Mapa ilustrando a distribuição das mais importantes ocorrências do magmatismo máfico da Província Magmática Atlântico Central (CAMP) no Eojurássico. (Fonte: Soares Jr., 2007; modificado de McHone, 2000).
A Província Magmática do Atlântico Central (CAMP) teve seu pico de atuação com extensos derrames e intrusões por volta de 200 Ma e que coincidiu com o evento de extinção em massa da vida existente durante o Triássico-Jurássico (Marzoli et al., 1999). A
CAMP é caracterizada como uma LIP - Large Igneous Province (Grande Província Ígnea), definida por Gill (2014), como uma província ígnea de grande volume, incluindo seu enxame de diques hipoabissais alimentadores, que testemunha a erupção na superfície, mesmo em áreas já erodidas, em um período relativamente curto, sobretudo de magmas basálticos com volume de mais de 1x106 km3. A maioria dessas províncias está conectada a pontos quentes do manto. Entretanto, no caso da Província do Atlântico Central, essa premissa não é verdadeira. McHone (2000) descarta a ação de plumas mantélicas pela ausência de soerguimento dômico, inexistência de um hot spot e pela difícil definição de um ponto tríplice nos riftes do Neotriássico. Essa autora atribui a geração de CAMP graças a células de convecções regionais e grandes zonas termais rasas abaixo do Pangea, com influência de estruturas litosféricas antigas, com fusão concentrada na astenosfera. Esses mecanismos são reunidos no modelo proposto por King & Anderson (1998) e chamado de Edge-driven convection. Enquanto Coltice et al. (2007) atribuem esse vulcanismo ao aquecimento superficial prolongado do manto, associado a aglutinação continental.
O vulcanismo associado à fragmentação do Pangea e abertura do oceano Atlântico Central teria se iniciado com a formação de um rifte de aproximadamente 5.000 km de extensão até o início do Neojurássico, quando um vasto evento vulcânico incidiu na parte central e no entorno da zona de rifteamento concomitantemente ao espalhamento do assoalho oceânico. Esse rifte, no Jurássico, evoluiu na porção oeste do Pangea para o Oceano Atlântico Central, separando a Laurásia do Gondwana, há pelo menos 60 Ma antes da abertura do Oceano Atlântico Sul (Mchone 2006).
Soares Jr. (2007) trabalhando na região meio-norte do Brasil, reconheceu que esse extenso magmatismo Mesozoico ocorreu em duas etapas distintas. A primeira, com dois pulsos principais, no Neotriássico (200 Ma) e no Mesojurássico (170 Ma), e a segunda etapa no Eocretáceo, incidindo em regiões diferentes em cada evento.
O primeiro pulso (Neotriássico), mais importante, foi o mais extenso e de maior magnitude. Ocorreu há 200 Ma atrás onde atualmente estão as margens continentais do leste da América do Norte, sudoeste da Europa, oeste da África e norte da América do Sul. O segundo pulso do primeiro evento ocorreu no Mesojurássico (170 Ma), com registros sob forma de intrusões e derrames nas bacias do Parnaíba e Tacutu e na região do rio Gurupi, na ombreira do Sistema de Grábens Gurupi. No Brasil, os produtos do primeiro pulso podem ser encontrados através de derrames e diques máficos no Escudo das Guianas e nas bacias sedimentares do Amazonas, Parnaíba e Foz do Amazonas (Soares Jr., 2007) (Figura 3).
Figura 3 - Distribuição temporal dos registros magmáticos nas bacias sedimentares da região Norte do Brasil (Fonte: Soares Jr., 2007).
No Escudo das Guianas esse magmatismo máfico é reunido nas suítes básicas Apoteri (Roraima e Guiana), Apatoe (Suriname) e Cassiporé (Amapá e Guiana Francesa). Além do Diabásio Penatecaua como diques naa bacias do Solimões e Amazonas.
A Suíte Apoteri é caracterizada por derrames e enxames de diques máficos com até 122 km de extensão (Ex.: Dique Taiano) entre Brasil, Venezuela e Guiana, orientados na direção NE-SW (Soares Jr. 2007). Segundo Reis & Araújo (1999), esses diques são formados por tholeítos saturados em quartzo e contêm plagioclásio andesítico, augita, hornblenda, biotita e mais raramente olivina. Apresentam variação em sílica entre 48-56%, TiO2 acima de 1%, MgO entre 2-8%, Al2O3entre 12-17% e álcalis entre 2-6%, além de enriquecimento em titânio, que é uma característica dos diques continentais. Enquanto os derrames são constituídos por basaltos com baixo conteúdo em CaO e elevado conteúdo em álcalis quando comparados aos diques. Eles são rochas com comportamento geoquímico subalcalino e toleítico, cujos teores em Nb acima de 10 ppm são indicativos de derrames
continentais; ainda com registros de similaridade com basaltos toleíticos intraplaca e do tipo N-MORB.
No Amapá, ocorrem enxames de diques de diabásio e gabros do Cassiporé, com extensão que pode ultrapassar 140 km e orientados preferencialmente na direção NNW-SSE.
Também são considerados como de natureza toleítica e têm sido interpretados como decorrentes de magmatismo continental, com idade em torno de 200 Ma (Marzoli et al., 2001; Soares Jr., 2007).
Na Bacia da Foz do Amazonas o registro encontra-se na Formação Calçoene, rochas básicas toleíticas intercaladas com arenitos (Brandão 1990 apud Soares Jr. 2007). No Pará, o magmatismo toleítico é resumido no Diabásio Penatecaua (Issler et al., 1974), soleiras e diques com extensão máxima de 20 km e orientados preferencialmente nas direções NE-SW (Caputo, 1984 apud Soares Jr., 2007).
Na Bacia do Parnaíba, Milani e Zalán (1999) identificaram dois pulsos magmáticos durante o Mesozoico. O primeiro evento, Triássico-Jurássico, compreende derrames e diques com direção geral N-S da Formação Mosquito, é correlacionado ao magmatismo Penatecaua e está ligado à abertura do Oceano Atlântico Central. O segundo evento, representado pela Formação Sardinha, do Eocretáceo, está ligado à formação do Oceano Atlântico Sul.
O segundo pulso do primeiro evento ocorreu entre 180 Ma e 150 Ma (Mesojurássico) está registrado unicamente na Bacia do Tacutu, através da Formação Apoteri. Esse pulso é correlato à abertura do Atlântico Central na região do Caribe, entre a América do Sul e a América do Norte (Soares Jr., 2007).
O segundo episódio magmático do Mesozoico ocorreu no Eocretáceo. Os Registros são encontrados nas bacias da Foz do Amazonas e Parnaíba, e na região do Gurupi. Na Bacia do Parnaíba esse último episódio é caracterizado por numerosas soleiras e diques de diabásio da Formação Sardinha. Na região do Gurupi, este magmatismo é representado no sistema de Grábens do Gurupi pela Suíte Laranjal. Enquanto que na Bacia da Foz do Amazonas esse evento precedeu a formação do gráben onde se instalaram os sedimentos da Formação Cassiporé (Soares Jr., 2007).
Marzoli et al., (1999) afirmam que as rochas vulcânicas no Brasil possuem composição similar aquelas de CAMP na América do Norte e Oeste Africano. Para esses autores, as composições dos basaltos variam de tholeítica a andesítica, raramente alcalina. De modo geral, os basaltos tholeíticos são caracterizados por baixa concentração de TiO2, anomalias
negativas de Nb (em relação a K e La) e enriquecimento moderado a alto em padrões de Elementos Terras Raras (ETR). As poucas variações existentes se restringem a elementos traços e composições isotópicas, e refletem, além dos processos de diferenciação magmática, a contribuição de fontes distintas, possivelmente com participação do manto litosférico (Marzoli et al. 1999).
5.2. Métodos analíticos utilizados para determinação multielementar de rocha
Para uma melhor compressão acerca dos métodos analíticos que serão empregados na análise química das rochas, abaixo segue um breve resumo do princípio, funcionamento, instrumentação e especificidades de dois métodos espectroscópicos atômicos que serão utilizados: Espectroscopia de emissão em plasma acoplado indutivamente (ICP-AES) e Espectroscopia de massas com plasma acoplado indutivamente (ICP-MS), a seguir descritos.
a) Espectroscopia de emissão em plasma acoplado indutivamente (ICP-AES)
De acordo com Skoog et al., (2014), na espectroscopia de emissão atômica, os átomos do analito são excitados por uma energia externa na forma de calor ou energia elétrica, no caso do ICP-AES a energia é fornecida por um plasma. Antes de a fonte de energia externa ser aplicada, os átomos encontram-se em seu estado de energia mais baixo ou estado fundamental. A energia aplicada eleva momentaneamente os átomos a um estado de energia mais alto ou estado excitado. Após alguns nanossegundos, os átomos excitados relaxam para o estado fundamental (transição de ressonância), liberando energia em forma de fótons de radiação visível ou ultravioleta, em determinados comprimentos de onda.
Para iniciar uma análise espectroscópica atômica é necessário introduzir a amostra, comumente em solução, em um dispositivo de atomização, que irá converter os átomos e íons em fase gasosa. Os atomizadores podem ser contínuos (plasmas e chamas) ou discretos (eletrotérmico). Com atomizadores contínuos as amostras são introduzidas em corrente contínua e constante enquanto nos discretos as amostras individuais são injetadas com uma seringa ou amostrador automático (Skoog et al., 2014).
Por definição proposta por Skoog et al. (2014), um plasma é uma mistura gasosa condutora contendo uma concentração significativa de íons e elétrons, ou seja, é um gás quente e parcialmente ionizado. Nesse caso, na espectroscopia atômica é utilizado o plasma de argônio. A fonte do plasma acoplado indutivamente consiste em três tubos concêntricos de quartzo por meio dos quais correntes de argônio fluem.
A ionização da corrente de argônio é iniciada por uma centelha produzida por uma bobina de Tesla. Os íons resultantes e seus elétrons associados interagem então com o campo magnético oscilante produzido pela bobina de indução I. Essa interação leva os íons e os elétrons no interior da bobina a fluir em caminhos anelares fechados. A resistência dos íons e elétrons a este fluxo de carga provoca aquecimento ôhmico do plasma (Skoog et al., 2014).
Segundo Skoog et al., (2014), no momento em que os átomos e íons do analito atingem o ponto de observação no plasma, eles já permaneceram por cerca de 2 ms no plasma a temperatura na faixa de 6000 a 8000 K, ou seja, tempo e temperaturas relativamente mais altos do que outras técnicas (ex.: chamas de combustão). Em consequência, a dessolvatação e vaporização são completas e a eficiência de atomização é bastante alta, refletindo na baixa ou inexistência de interferências químicas. Dentre outras vantagens do ICP citam-se: a atomização ocorre em ambiente quimicamente inerte; a temperatura transversal do plasma é relativamente uniforme; caminho ótimo do plasma estreito, o que miniminiza a autoabsorção. Em contrapartida, o ICP não é muito tolerante a solventes orgânicos.
Quanto à instrumentação do ICP-AES, a emissão atômica é separada em seus comprimentos de onda constituintes por um dispositivo isolador que pode ser um monocromador, policromador ou em um espectrógrafo. A diferença principal deles esta na capacidade de diferenciar um ou vários comprimentos de onda por vez e podem estar arranjados em diferentes formas em um espectrômetro, os mais usados são espectrômetro sequencial, espectrômetro simultâneos e espectrômetros de leitura direta. A radiação isolada é convertida em sinais elétricos por um único ou por múltiplos transdutores. Os sinais elétricos são então processados e supridos como entrada para o sistema computacional (Figura 4).
Figura 4 – Diagrama de blocos de um espectrômetro típico de emissão ICP (Fonte: Skoog et al., 2014).
Embora o ICP-AES seja um equipamento relativamente caro para se adquirir e operar, ele tem se tornado a fonte de espectroscopia de emissão mais utilizada na determinação de traços de metais em amostras ambientais, biológicas e geológicas. Para Skoog et al., (2014), esse sucesso é devido diversos fatores, dentre eles destacam-se: sua alta estabilidade, baixo ruído, baixa intensidade de emissão de fundo e imunidade a muitos tipos de interferências.
Sendo amplamente empregado na determinação de traços de metais em amostras ambientais, biológicas e geológicas.
b) Espectroscopia de massas com plasma acoplado indutivamente (ICP-MS)
No espectrômetro de massas, as moléculas de analito são convertidas em íons aplicando-se energia a elas. Os íons formados são separados com base na razão massa-carga deles (m/z) e dirigidos para o transdutor sequencialmente através da varredura ou fazendo- os atingir um transdutor multicanal simultaneamente. A abundância do íon colocada em gráfico contra a razão massa-carga é chamada de um espectro de massas. Frequentemente, íons com carga única são produzidos na fonte de ionização e a razão massa-carga é encurtada para apenas massa de tal forma que o espectro é colocado no gráfico como número de íons versus massa.
Na espectroscopia de massas atômicas, a fonte de ionização esta fora da região evacuada e também serve como entrada de amostras. A ionização é realizada aplicando-se energia térmica ou elétrica. A saída da fonte de íon é uma corrente de íons gasosos positivos
(mais comum) ou negativos. Estes íons são acelerados para o analisador de massas, que então os separa de acordo com as razões massa-carga deles. Os íons de valores m/z específicos são então coletados e convertidos em um sinal elétrico pelo transdutor de íon. O sistema de manipulação de dados processa os resultados para produzir o espectro de massa.
O processamento também pode incluir a comparação dos espectros conhecidos, a tabulação dos resultados e o armazenamento de dados (Figura 5).
Figura 5 – Componentes de um espectômetro de massas (Fonte: Skoog et al., 2014).
Segundo Skoog et al., (2014), o papel do analisador de massas é distinguir diferenças de massas diminutas e simultaneamente permitir a passagem de um número suficiente de íons para produzir correntes de íons mensuráveis. Uma vez que estas duas propriedades não são totalmente compatíveis, os ajustes de desenho resultaram em muitos tipos de analisadores de massas. No caso do ICP-MS, a fonte dos íons também é um plasma de argônio que utiliza um analisador quadrupolar, filtros de massas que permitem apenas a passagem de íons de determinadas razões massa-carga com base no movimento dos íons nos campos elétricos (Figura 6).
Figura 6 –Analisador Quadrupolar de massas (Fonte: Skoog et al., 2014).
Assim como o ICP-AES, o ICP-MS também utiliza o plasma indutivamente acoplado como fonte de ionização, mas difere daquele por utilizar uma geometria axial, ao invés de radial, e o fato de na espectroscopia de massas o ICP servir tanto como atomizador quanto ionizador. No ICP-MS, o procedimento analítico se dá da seguinte forma: as amostras em solução podem ser introduzidas por um nebulizador convencional ou de ultrassom. As amostras sólidas podem ser dissolvidas em solução ou volatizadas por meios de faíscas de alta voltagem ou laser de alta potência antes de ser introduzida no ICP. Os íons formados no plasma são então introduzidos no analisador de massas, normalmente quadrupolar, onde eles são classificados de acordo com a razão massa-carga e detectados (Skoog et al., 2014).
Segundo Skoog et al., (2014), o ICP-MS é bem apropriado para análises multielementares e para determinações (Ex.: razões isotópicas) onde os espectros gerados são, geralmente, mais simples e fáceis de seres interpretados que os espectros de emissão ótica. Além de permitirem a detecção em níveis de ppb em toda a sua faixa de massas.
6 – CONTINUIDADE DO TRABALHO
Para a próxima etapa do projeto de iniciação científica (IC) os dados obtidos das análises geoquímicas serão tratados, posicionados em diagramas discriminantes, integrados e interpretados.
O cronograma previsto para a próxima etapa segue na tabela abaixo.
ATIVIDADES
MESES
2016 2017
AGO SET OUT NOV DEZ JAN FEV MAR ABR MAI JUN JUL
PESQUISA BIBLIOGRÁFICA X X X X X X
PREPARAÇÃO DAS AMOSTRAS X X X
ENVIO PARA ANÁLISE X
LITOQUÍMICA X X
TRATAMENTO DOS DADOS, INTEGRAÇÃO E INTERPRETAÇÃO
X X X
ELABORAÇÃO DE RELATÓRIOS X X X X X
7 – CONSIDERAÇÕES FINAIS
Considerando que o projeto de iniciação científica do ano anterior realizou a caracterização geológica e petrográfica dessas rochas, a primeira etapa deste projeto consistiu, além da preparação das amostras para análise química que envolveu basicamente a redução granulométrica das rochas através da britagem, moagem, pulverização e homogeneização, uma revisão bibliográfica de conceitos básicos em torno do tema e da leitura de diversos artigos sobre a geologia regional foi imprescindível para a continuação do estudo.
A correlação com outros eventos magmáticos de mesma afinidade e ocorrentes em outras regiões foi fundamental para uma visão mais abrangente do contexto geotectônico durante o Mesozoico tendo em vista que grande parte desse magmatismo encontrado nas Américas, Europa e África são reunidos na Província Magmática do Atlântico Central (CAMP) e estão relacionados à fragmentação do Pangea e abertura do Oceano Atlântico (Marzoli et al., 1999; Soares Jr., 2007).
O magmatismo Mesozoico teria se desenvolvido em dois episódios principais, com o primeiro deles dividido em dois pulsos, Neotriássico e Mesojurássico. Enquanto o segundo episódio teria ocorrido no Eocretáceo. O primeiro pulso teria atingido seu ápice por volta de 200 Ma atrás e estaria relacionado às rochas máficas da região de Tangará da Serra, além de correspondentes na Bacia do Amazonas\Solimões, Escudo das Guianas, Foz do Rio Amazonas, Bacia do Parnaíba e Cinturão Gurupi (Soares Jr., 2007).
Nesta primeira etapa, optou-se também pelo aprofundamento do conhecimento teórico sobre métodos analíticos que serão utilizados na análise química das rochas, dentre eles destacam-se a Espectroscopia de emissão em plasma acoplado indutivamente (ICP-AES) e espectroscopia de massas com plasma acoplado indutivamente (ICP-MS).
Após o recebimento das análises químicas, os dados serão tratados, interpretados e apresentados nos diagramas apropriados. Essas análises fornecerão informações importantes como a origem e evolução do magma, ambiente tectônico e etc.
REFERÊNCIAS
ALMEIDA, F.F.M.1964. Geologia do Centro-Oeste mato-grossense, 219, Rio de Janeiro, Boletim da Divisão de Geologia e Mineralogia, DNPM, p. 1-53.
ALMEIDA, L.F.C.; MELO, S.C. & FRIAÇA, G.C. 1972. A geologia e as perspectivas econômico-minerais da estrada de integração nacional Cuiabá-Santarém (trecho Cuiabá-Cachimbo). In: CONGRESSO BRASILEIRO DE GEOLOGIA, 26., 1972, Belém, PA. Anais...Belém, SBG, v.1, p. 121-128.
BAHIA, R.B.C.; MARTINS-NETO, M.A.; BARBOSA, M.S.C.; PEDREIRA, A.J. 2006. Revisão estratigráfica da Bacia dos Parecis. Revista Brasileira de Geociências, 36 (4): 692-703.
BARROS, A.M.; SILVA, R.H.; CARDOSO, O.R.F.A.; FREIRE, F.A.; SOUZA JR, J.J.; RIVETTI, M.; LUZ, D.S.; PALMEIRA, R.C.B; TASSINARI, C.C.G. 1982. Geologia. In: Projeto RADAMBRASIL. Geologia da folha SD.21 Cuiabá. Rio de Janeiro, DNPM, cap. 1, p. 25-192 (Levantamento de Recursos Naturais, 26).
BARROS, M. A. de S.; MIZUSAKI, A. M. P.; WESKA, R. K.; BORBA, A. W. de; CHEMALE JR, F.; COSTA, E. C. da.
2006. Petrografia, geoquímica, análises isotópicas (Sr, Nd) e geocronologia Ar-Ar dos Basaltos de Tapirapuã (Tangará da Serra, Mato Grosso, Brasil). Pesquisas em Geociências, Porto Alegre, v. 33, n. 2, p.
71-77.
COLTICE, N., B.R. PHILLIPS, H. BERTRAND, Y. RICARD, P. REY. 2007. Global warming of the mantle at the origin of flood basalts over supercontinents, Geology 35, 391-394.
CORRÊA, J.A. & COUTO, E.A. 1972. Projeto aluviões diamantíferos de Mato Grosso. Relatório Final, Goiânia, DNPM-CPRM, 2v. (Relatório do Arquivo Técnico da DGM, 1940).
FIGUEIREDO A.J.A. & OLIVATTI O. 1974. O projeto Alto – Guaporé. Goiânia, DNPM/CPRM, Relatório do arquivo técnico da DGM, nº 2.323, 11 v.
FIGUEIREDO A.J. DE A., BARROS A.M., EULÁLIO FILHO A., RODRIGUES A.P., BARRETO B.F., PIMENTEL G.B., COUTO J.G.P., REISCHL J.L., COSTA S.A.G., RESENDE FILHO S.T., PASTORE JÚNIOR W.P., RIBEIRO FILHO W.
1974. Projeto Alto Guaporé. CPRM, Goiânia, Relatório Final,11 v.
GILL, R. 2014. As Rochas Graníticas. In: Rochas e Processos Ígneos. Trad. F.J. Nonnenmacher. Porto Alegre:
Bookman. cap. 9, p.241-290.
HAMES, W.E., McHONE, J.G., RUPPEL, C., AND RENNE, P. (editors), 2002, The Central Atlantic Magmatic Province: Insights from Fragments of Pangea: Am. Geophys. Union Monograph, 136, 267 p.
ISSLER, R.S., et al. Geologia da folha S.A.22. 1974. Belém, Brasil. In: Departamento Nacional de Produção Mineral. Projeto RADAMBRASIL. Rio de Janeiro, DNPM. v.5, p.1-60.
KING, S.D. AND ANDERSON, D.L. 1998. Edge-driven convection: Earth Planet. Sci. Lett., 160, 289-296.
LACERDA FILHO, J. V. de; ABREU FILHO, W.; VALENTE, C. R.; OLIVEIRA, C. C. de; ALBUQUERQUE, M. C.. 2004.
Carta Geológica: Geologia e Recursos Minerais do Estado de Mato Grosso. Escala 1:1000000. CPRM, Goiânia (Convênio CPRM/SICME), 200 p.
MARZOLI A., RENNE P.R., PICCIRILLO E.M., ERNESTO M., BELLIENI G., DE MIN A. 1999. Extensive 200-million- year-old continental flood basalts of the Central Atlantic Magmatic Province. Science, 284:616-618.
McHONE, J. G.. 2000. Non-plume magmatism and tectonics during the opening of the central Atlantic Ocean, Tectonophysics, 316, 287-296.
McHONE, J. G.. 2006. Igneous Features and Geodynamic Models of Rifting and Magmatism Around the Central Atlantic Ocean. Disponível em: http://www.mantleplumes.org/TopPages/CAMPTop.html. Acesso em 03Jan2017.
MILANI, E. J. & ZÁLAN, P. V. 1999. An outline of the geology and petroleum systems of the Paleozoic interior basins of South America. Episodes, Vol. 22, no. 3.
MINIOLI B., PONÇANO W.L., OLIVEIRA S.M.B. 1971. Extensão geográfica do vulcanismo basáltico do Brasil meridional. Anais da Academia Brasileira de Ciências, 43:433-437.
MONTES-LAUAR, C.R.; PACCA, I.G.; MELFI, A.J., PICCIRILLO, E.M.; BELLIENI, G.; PETRINE, R. & RIZZIERI, R. 1994.
The Anari and Tapirapuã Jurassic formations, western Brazil: paleomagnetism, geochemistry and geochronology. Earth and Planetary Science Letters, 128:357-71.
PADILHA A.V., MONTES A. DE S.L., BARROS C.A.F. DE, LEMOS D.B., FROTA G.B., LUZ J. DA S., MOREIRA J.M.P., MORENO J.J.P., MONTES M.L., MENEZES FILHO N.R., CARDOSO O.R.F.A., LIMA P.F.C., ALMEIDA W.J. DE, ABREU FILHO W., SILVEIRA W.P., SANTANA W.R.R. 1974. Projeto Centro-Oeste de Mato Grosso.
DNPM/CPRM, Goiânia, Relatório final, v. 1.
ROLLINSON, H. R. 1993. Using Geochemical Data: Evaluation, Presentation, Interpretation. Longman, UK. 352p.
SKOOG, D. A.; WEST, D. M.; HOLLER, F. J.; CROUCH, S. R. 2014. Fundamentos de Química Analítica. 9ª Edição.
São Paulo, Cengage Learning. (p. 766-806).
SOARES JÚNIOR, A. V.. 2007. A Fragmentação do Gondwana na região Meio-Norte do Brasil durante o Mesozóico. Belém. Tese (Doutorado) – Universidade Federal do Pará. 193 p.
PARECER DO ORIENTADOR: Manifestação do orientador sobre o desenvolvimento das atividades do aluno e justificativa do pedido de renovação, se for o caso.
DATA : ______/_________/________
_________________________________________
ASSINATURA DO ORIENTADOR
____________________________________________
ASSINATURA DO ALUNO
