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

BELÉM-2015

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.

2µm 2µm

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

2µm

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).

Figura 5.1: As amostras 1 a 5 antes da pulverização.

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.

Figura 5.2: Cadinhos de 1 a 5 ficaram na chapa durante 48h na etapa de 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

Tabela 2: Procedimentos realizados na introdução da amostra

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