TRABALHO DE CONCLUSÃO DE CURSO

(1)

UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO

ESCOLA DE MINAS

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

TRABALHO DE CONCLUSÃO DE CURSO

ANÁLISE GEOLÓGICA-GEOFÍSICA DA PORÇÃO NORTE DA FAIXA ARAÇUAÍ,

MG-BA

Raissa Felix de Alvarenga

MONOGRAFIA n

o

260

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ANÁLISE GEOLÓGICA-GEOFÍSICA DA PORÇÃO NORTE

DA FAIXA ARAÇUAÍ, MG-BA

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iii

FUNDAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO

Reitora

Prof.ª Dr.ª Cláudia Aparecida Marliére de Lima

Vice-Reitor

Prof. Dr. Hermínio Arias Nalini Júnior

Pró-Reitora de Graduação

Prof.ª Dr.ª Tânia Rossi Garbin

ESCOLA DE MINAS

Diretor

Prof. Dr. Issamu Endo

Vice-Diretor

Prof. Dr. Hernani Mota de Lima

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

Chefe

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v

MONOGRAFIA

Nº 260

ANÁLISE GEOLÓGICA-GEOFÍSICA DA PORÇÃO NORTE

DA FAIXA ARAÇUAÍ, MG-BA

Raissa Felix de Alvarenga

Orientadora

Prof.ª Dr.ª Maria Silvia Carvalho Barbosa

Co-Orientadora

Prof.ª Dr.ª Eliza Inez Nunes Peixoto

Monografia do Trabalho de Conclusão de curso apresentado ao Departamento de Geologia da

Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro Preto como requisito parcial para avaliação

da disciplina Trabalho de Conclusão de Curso – TCC 402, ano 2017/2.

OURO PRETO

2018

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vi

Universidade Federal de Ouro Preto – http://www.ufop.br Escola de Minas - http://www.em.ufop.br

Departamento de Geologia - http://www.degeo.ufop.br/ Campus Morro do Cruzeiro s/n - Bauxita

35.400-000 Ouro Preto, Minas Gerais Tel. (31) 3559-1600, Fax: (31) 3559-1606

Direitos de tradução e reprodução reservados.

Nenhuma parte desta publicação poderá ser gravada, armazenada em sistemas eletrônicos, fotocopiada ou reproduzida por meios mecânicos ou eletrônicos ou utilizada sem a observância das normas de direito autoral.

Revisão geral: Raissa Felix de Alvarenga

Catalogação elaborada pela Biblioteca Prof. Luciano Jacques de Moraes do Sistema de Bibliotecas e Informação - SISBIN - Universidade Federal de Ouro Preto

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ix

Agradecimentos

Agradeço a Deus, por me permitir continuar sempre e mais uma vez.

Dedico essa vitória à minha família, por acreditarem em mim e sonharem meus sonhos

junto comigo, vencemos mais essa!

Aos mestres que me serviram de inspiração e tornaram-se verdadeiros amigos,

especialmente à “chefa” Maria Silvia, exemplo de ser humano e profissionalismo.

E aos muitos amigos que contribuíram para a finalização desse projeto.

Obrigada!

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x

SUMÁRIO

INTRODUÇÃO ... 1

1.1 APRESENTAÇÃO ... 1

1.2 LOCALIZAÇÃO ... 2

1.3 OBJETIVOS ... 3

1.4 JUSTIFICATIVA... 4

1.5 MATERIAIS E MÉTODOS ... 4

1.5.1 Revisão bibliográfica ... 4

1.5.2 Levantamento de banco de dados ... 5

1.5.3 Análise qualitativa... 5

1.5.4 Análise quantitativa ... 5

CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL ... 7

2.1 CONTEXTO GEOTECTÔNICO ... 7

2.1.1 O Cráton São Francisco ... 7

2.1.2 A Faixa Araçuaí ... 8

2.1.3 Zona de Cisalhamento Chapada Acauã ... 11

2.1.4 Saliência Rio Pardo ... 12

2.1.5 Zona de Cisalhamento de Itapebi ... 12

2.2 QUADRO ESTRATIGRÁFICO... 12

2.2.1 Unidades do embasamento ... 12

2.2.2 Intrusivas máficas ... 12

2.2.3 Supergrupo Espinhaço ... 13

2.2.4 Grupo Macaúbas ... 14

2.2.5 Grupo Bambuí ... 15

2.2.6 Formação Salinas ... 15

2.2.7 Cobertura cenozoica ... 16

2.3 ARCABOUÇO ESTRUTURAL... 16

2.4 EVOLUÇÃO GEOLÓGICA DA FAIXA ARAÇUAÍ ... 18

MÉTODOS GEOFÍSICOS ... 21

3.1 MÉTODOS POTENCIAIS ... 21

(13)

xi

3.1.2 Magnetometria ... 28

3.2 TÉCNICAS DE FILTRAGENS ... 31

3.2.1 Derivadas ... 31

3.2.2 Técnicas de Alta Centricidade ... 32

3.3 CONVOLUÇÕES ... 32

3.3.1 Deconvoluções de Euler ... 32

ANÁLISE QUALITATIVA ... 35

4.1 INTRODUÇÃO ... 35

4.2 BANCO DE DADOS ... 35

4.3 APRESENTAÇÃO DOS RESULTADOS ... 36

ANÁLISE QUANTITATIVA ... 49

5.1 INTRODUÇÃO ... 49

5.2 METODOLOGIA ... 49

5.3 APRESENTAÇÃO DOS RESULTADOS ... 51

5.4 VISUALIZAÇÃO EM 3D ... 61

DISCUSSÕES ... 65

6.1 LIMITE CRÁTON-FAIXA ... 65

6.2 SALIÊNCIA RIO PARDO ... 66

6.3 ZONA DE CISALHAMENTO DE ITAPEBI... 67

6.4 ZONA DE CISALHAMENTO CHAPADA ACAUÃ ... 67

CONCLUSÕES ... 69

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ... 71

(14)

xii

INDÍCE DE FIGURAS

Figura 1.1 – Delimitação dos limites do Cráton São Francisco, segundo compilações de Almeida

(1981) e Alkmim et al. (1993) ... 1

Figura 1.2 – Localização da área de estudos ... 2

Figura 1.3 – Rota aproximada partindo de Ouro preto até a cidade de Rio Pardo de Minas

(Fonte Google Maps) ... 3

Figura 2.1 – O Orógeno Araçuaí na porção central do Gondwana (...) (modificada de

Pedrosa-Soares et al. 2007) ... 9

Figura 2.2 – Mapa tectônico esquemático simplificado do Orógeno Araçuaí (...)

(Pedrosa-Soares et al. 2001, retirada de Alkmim et al. 2007) ... 10

Figura 2.3 – Seção geológica esquemática de parte da região, indicada na figura 2.2, mostrando

a tendência ao abatimento do bloco a leste da Serra do Epinhaço (Alkmim et al. 2007) ... 11

Figura 2.4 – Mapa geológico – tectônico esquemático, retirado de Cordani et al. 1984 ... 17

Figura 2.5 – Elementos da Bacia Macaúbas e cenário tectônico (Alkmim et al. 2007) ... 18

Figura 3.1 – Princípio físico simplificado de um gravímetro (Kearey et al. 2009) ... 24

Figura 3.2 – Princípio do gravímetro LaCoste & Romberg (Kearey et al. 2009) ... 25

Figura 3.3 – Anomalia gravimétrica residual exemplificada (Kearey et al. 2009) ... 26

Figura 4.1 – Figura retirada do site http://rst.gsfcnasa.gov, ilustrando o esquema do

levantamento por satélite da missão TOPEX/POSEIDON (...) ... 36

Figura 4.2 – O fluxograma expõe a metodologia utilizada, bem como os mapas temáticos

magnetométricos gerados (...) ... 38

Figura 4.3 – Mapa geológico-estrutural integrado da porção central da área correspondente

(Peixoto 2017) ... 39

Figura 4.4 – Indicação das magnetofácies com base no mapa magnetométrico Amplitude do

Sinal Analítico ... 40

Figura 4.5 – Mapa magnetométrico ASA com correspondentes lineamentos visualizados e

indicação da roseta de lineamentos total da área ... 42

Figura 4.6 – Mapa ASA com lineamentos e indicação da área sob influência principal da

Saliência Rio Pardo. Roseta das direções principais dos lineamentos nessa mesma área

... 43

Figura 4.7 – Mapa ASA com lineamentos e indicação da área sob influência principal da Zona

de Cisalhamento de Itapebi. Roseta das direções principais dos lineamentos nessa mesma área

... 43

Figura 4.8 – Mapa ASA com lineamentos e indicação da área sob influência principal da Zona

de Cisalhamento Chapada Acauã (...) ... 44

Figura 4.9 – Fluxograma do processamento dos dados gravimétricos ... 44

Figura 4.10 – Mapa de anomalia gravimétrica Bouguer (acima) e de anomalia gravimétrica ar

livre (abaixo) ... 45

(15)

xiii

Figura 4.11 – Mapa de anomalia gravimétrica Bouguer, exibindo respostas de lineamentos

traçados sobre mapa magnetométrico ASA ... 46

Figura 4.12 – Figura comparativa entre as respostas gravimétricas e magnetométricas da região

estudada ... 47

Figura 5.1 – A) Imagem do mapa ASA com a malha de perfis EW. B) Mapa Bouguer com a

malha de perfis EW ... 50

Figura 5.2 – Deconvolução de Euler no perfil 1, ASA ... 53

Figura 5.3 – Deconvolução de Euler no perfil 1, Bouguer ... 54

Figura 5.4 – Deconvolução de Euler no perfil 9, ASA ... 55

Figura 5.5 – Deconvolução de Euler no perfil 9, Bouguer ... 56

Figura 5.6 – Deconvolução de Euler no perfil 19, ASA ... 57

Figura 5.7 – Deconvolução de Euler no perfil 19, Bouguer ... 58

Figura 5.8 – Deconvolução de Euler no perfil 22, ASA ... 59

Figura 5.9 – Deconvolução de Euler no perfil 22, Bouguer ... 60

Figura 5.10 – Modelo 3D da área gerado por meio de krigagem no software Arscene 10.3, a

partir dos dados de anomalias magnéticas ... 61

Figura 5.11 – Modelo 3D da área gerado por meio de krigagem no software Arscene 10.3, a

partir dos dados de anomalias magnéticas, visualização inferior do modelo ... 62

Figura 5.12 – Superposição do mapa tridimensional com visualização planar e o mapa

estrutural da região (...) ... 63

Figura 5.13 – Modelo 3D da área gerado por meio de krigagem, a partir dos dados de anomalias

gravimétricas ... 64

Figura 6.1 – Sobreposição dos mapas gravimétricos e magnetométricos ASA ... 65

Figura 6.2 – A) Mapa ASA indicando a mudança na direção das estruturas do Cinturão de

Dobras e Cavalgamentos da Serra do Espinhaço em relação à Saliência Rio Pardo. B) Diagrama

de rosetas indicando as direções preferenciais de lineamentos na área da saliência

... 66

Figura 6.3 – Mapa ASA com indicação da ZC de Itapebi e roseta indicativa da direção principal

das estruturas ... 67

Figura 6.4 – Mapa ASA com indicação da ZC Chapada Acauã e roseta indicativa da direção

principal das estruturas (...) ... 68

(16)

xiv

INDÍCE DE QUADROS

Quadro 2.1 – Resumo da estratigrafia do Supergrupo Espinhaço e Chapada Diamantina

Oriental (retirado de Pedreira 1994) ... 14

Quadro 3.1 – Variação de densidade e densidade média de rochas sedimentares, ígneas e

metamórficas (adaptado de Telford et al. 1990) ... 23

Quadro 4.1 – Dados das magnetofácies geradas, detalhes sobre a geofísica e a geologia local

correspondente em superfície ... 41

(17)

(18)

xvi

Resumo

A relação entre crátons e suas imediações, as faixas-móveis, é objeto de intenso fascínio por

possibilitar a reconstituição da história geológica e tectônica de regiões de interesse no globo.

O Cráton São Francisco e sua porção adjacente a sul, a Faixa Araçuaí, localizam-se na porção

leste do Brasil, abrangendo os estados de Minas Gerais e Bahia. A movimentação do Cráton

São Francisco (CSF) durante o processo de abertura do Oceano Atlântico Sul, iniciado no

Cretáceo, teve importante papel na geração de feições estruturais como a Saliência Rio Pardo e

as Zona de Cisalhamento de Itapebi e Chapada Acauã, no Orógeno Araçuaí. Este trabalho visou

a geração de mapas regionais geofísicos temáticos e a análise quali-quantitativa dos mesmos,

contribuindo para melhor caracterizar o limite do Cráton São Francisco, utilizando-se de

procedimentos específicos como separar a área em domínios e compartimentos tectônicos,

gerar modelos de contato e fornecer dados visuais em 2D e 3D. Essa análise em profundidade

de determinadas estruturas, como as supracitadas, é possível com a utilização de métodos

potenciais, viabilizando a inferência sobre o modo como se deu a evolução tectônica da área.

Nesse sentido, a elaboração destes novos mapas constituiu ferramenta importante para futuros

estudos acerca das características geológicas da região e suas interpretações geotectônicas. O

método gravimétrico mostrou-se profícuo na caracterização de estruturas regionais e de alta

profundidade, fornecendo dados condizentes com a indicação da interface crosta-manto, bem

como o registro de falhas profundas nas zonas de cisalhamento, anunciando assim a origem das

zonas durante o evento Transamazônico. A magnetometria foi eficiente na delimitação dos

principais lineamentos e na caracterização das litologias da região. A concentração de

lineamentos com direção NS, NW-SE e WE ocorreu em áreas de altos valores de anomalia

magnética correspondentes às estruturas principais do terreno, condizente assim com estudos

anteriores.

Palavras chave: geofísica, métodos potenciais, Saliência Rio Pardo, Zona de Cisalhamento

Itapebi-Chapada Acauã, Cráton São Francisco.

(19)

(20)

xviii

Abstract

The relationship between the cratons and their surroundings, the orogeny belts, is an object of

intense fascination for the reconstitution of the geological and tectonic history of regions of

interest around the globe. The São Francisco Craton and its adjacent portion to the south, the

“Faixa Araçuaí”, are located in the eastern portion of Brazil, encompassing the states of Minas

Gerais and Bahia. The movement of the São Francisco Craton (CSF) during the opening process

of the South Atlantic Ocean, which has started in the Cretaceous, played an important role in

the generation of structural features such as the “Saliência Rio Pardo” and the Itapebi and

Chapada Acauã Shear Zones in the Araçuaí Orogen. This work aimed at the generation of

regional thematic geophysical maps and the qualitative and quantitative analysis of them,

contributing to better characterize the São Francisco Craton boundary, using specific

procedures such as separating the area into tectonic domains and compartments, generating

contact models and providing visual data in 2D and 3D. This in-depth analysis of certain

structures, such as those mentioned above, is possible with the use of potential methods, making

possible the inference about the way the tectonic evolution of the area occurred. In this sense,

the elaboration of these new maps constituted an important tool for future studies on the

geological characteristics of the region and its geotectonic interpretations. The gravimetric

method proved to be useful in the characterization of regional and high-depth structures,

providing data consistent with the indication of the crust-mantle interface, as well as the

recording of deep faults in the shear zones, thus announcing the origin of the zones during the

Transamazonic event. The magnetometry was efficient in the delimitation of the main

lineaments and in the characterization of the lithologies of the region. The concentration of

lineaments with direction NS, NW-SE and WE occurred in areas of high magnetic anomaly

corresponding to the main structures of the terrain, consistent with previous studies.

Key words: geophysics, potential methods, Rio Pardo Salience, Itapebi-Chapada Acauã Shear

Zone, São Francisco Craton

(21)

(22)

(23)

CAPITULO 1

INTRODUÇÃO

1.1 APRESENTAÇÃO

Localizado na região centro-leste do Brasil, o Cráton São Francisco constitui-se como uma porção resistente da crosta que se manteve relativamente estável e livre de deformações durante o Ciclo Brasiliano (950Ma a 490Ma), sendo um embasamento cristalino de idade arqueana a paleoproterozoica (Almeida 1977). Os limites do Cráton (Figura 1.1) incluem o Oceano Atlântico Sul a leste e as demais adjacências que são compostas por regiões de faixas-móveis datando do Neoproterozoico: Brasília, Rio Preto, Riacho do Pontal, Sergipano e Araçuaí, pertencentes aos sistemas Borborema, Mantiqueira e Tocantins (Cruz & Alkmin 2006).

Figura 1.1 – Delimitação dos limites do Cráton São Francisco, segundo compilações de Almeida (1981) e Alkmim

et al. (1993).

No sistema Mantiqueira, localizado a sudeste do Cráton, encontra-se o chamado Orógeno Araçuaí que, junto ao limite de transição entre ambos apresenta uma estrutura curva, denominada Saliência Rio Pardo. A relação entre a saliência supracitada e a região do aulacógeno (rifte abortado) de

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Alvarenga, R. F. 2018, Análise geológica-geofísica da porção norte da Faixa Araçuaí, MG-BA

2

nome Paramirim, na porção norte do Cráton, é responsável pelas diferentes estruturas encontradas em subsuperfície na região (Alkmin & Cruz 2005).

Este trabalho apresentou uma interpretação geológica-geofísica da região sob influência da Saliência Rio Pardo, caracterizando assim os altos e baixos estruturais do embasamento, a fim de auxiliar no entendimento da relação entre a Saliência e as Zonas de Cisalhamento (ZC) Itapebi e Chapada Acauã. Utilizando-se dois bancos de dados aerolevantados, um dos quais foi compilado e cedido pelo geofísico sênior da CPRM, Antonino Borges, e o outro adquirido pelo projeto TOPEX/POSEIDON, tencionou-se entender as relações estruturais, tanto em cobertura como em subsuperfície – embasamento – na região limite entre o Cráton São Francisco e a Faixa Araçuaí. Uma vez disponibilizados os resultados dessa análise alcançados com este trabalho, foi possível a expansão do conhecimento sobre as feições estruturais da Saliência Rio Pardo e sua relação com zonas de cisalhamento proximais, bem como a melhor caracterização do limite entre o Cráton e a Faixa Araçuaí.

1.2 LOCALIZAÇÃO

A área de estudo encontra-se em uma região extremamente ampla entre o norte de Minas Gerais e o sul da Bahia, agrupando diversos municípios e incluindo um total de aproximadamente 856.128km², motivo pelo qual sua extensão abrange diversas folhas topográficas diferentes. A região total de estudos limita-se pelos meridianos 44° e 39°W e paralelos 14° e 17°S, porém maior enfoque será dado à área central, de ocorrência da Saliência Rio Pardo, e às Zonas de Cisalhamento Itapebi e Chapada Acauã (Figura 1.2).

Figura 1.2 – Localização da área de estudos e mapa geológico da Faixa Araçuaí (modificado de Pedrosa-Soares

et al. 2007). Destaque para as capitais dos estados de Minas Gerais e Bahia, Belo Horizonte e Salvador respectivamente (GoogleEarth 2017).

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Trabalho de Conclusão de Curso, n. 260, 70p. 2018.

3

Ao se tomar a cidade de Rio Pardo de Minas como referência, a região principal de estudo posiciona-se a aproximadamente 510km da cidade de Belo Horizonte e 530km de Ouro Preto. O acesso a região é realizado através das rodovias BR-356 em direção a Belo Horizonte e tomando-se a BR-040 em direção a Brasília até o trevo de Luzilândia do Oeste, quando se segue pela saída para a BR-365 em direção a Montes Claros. A componente seguinte da rota é a BR-122 em direção a Espinosa, até a cidade de Mato Verde. A partir daí várias estradas vicinais interligam as localidades e os destritos, sendo possível seguir diferentes rotas internas até Rio Pardo de Minas (Figura 1.3).

Figura 1.3 – Rota aproximada partindo de Ouro Preto até a cidade de Rio Pardo de Minas (Fonte Google Maps).

1.3 OBJETIVOS

O principal objetivo deste trabalho foi a realização de uma análise geológica-geofísica da região de estudo, caracterizando altos e baixos estruturais do embasamento do Cráton São Francisco e suas relações com a Faixa Araçuaí. Por meio dessa avaliação, evidenciaram-se as principais feições estruturais em sub superfície contribuindo com maiores explicações acerca da evolução tectônica da região, com ênfase na relação existente entre a Saliência Rio Pardo e as zonas de cisalhamento (ZC) de Itapebi e Chapada Acauã.

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4

Os objetivos específicos deste trabalho incluíram a confecção de mapas magnetométricos e gravimétricos temáticos, a análise quali-quantitativa dos mesmos e uma interpretação estrutural em sub superfície. O intuito foi o de aprimorar as informações de mapeamento geológico e a compreensão do arcabouço estrutural no atual e em futuros estudos.

1.4 JUSTIFICATIVA

A área de estudo deste trabalho está inserida no limite sul do Cráton São Francisco, fronteira com a Faixa Araçuaí, caracterizada como parte do domínio metamórfico externo do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental (Alkmim et al. 2007) e estabelece-se como uma região de alto interesse quando do intuito de se relacionar os processos deformacionais do orógeno e o cisalhamento de um cráton.

Em estudo anterior realizado por Alkmim et al. (2007), a área foi alvo de uma hipótese chamada “quebra-nozes”, na qual o orógeno teria sido originalmente uma bacia de crosta parcialmente oceânica, chamada Bacia Macaúbas, que evoluiu por orogênese devido à movimentação dos crátons do São Francisco e do Congo em sentidos contrários devido às forças em suas margens, fechando então a bacia. Essa teoria explicaria a ocorrência de lineamentos no embasamento e na cobertura aflorante da área, indicando uma relação com as estruturas preexistentes do embasamento cristalino.

A região atualmente conta com uma espessa e extensa cobertura, sendo mais abundantes na área o Grupo Macaúbas e a Formação Salinas (Santos et al. 2009), o que dificulta o mapeamento geológico. Dessa forma, justifica-se a realização deste trabalho pela necessidade de geração de dados mais precisos de análise em profundidade das rochas do embasamento cristalino, a fim de melhor entender a influência diferencial do tectonismo em crátons e faixas móveis adjacentes, relacionando seus comportamentos e suas semelhanças em seus arcabouços estruturais.

1.5 MATERIAIS E MÉTODOS

O trabalho foi realizado conforme os itens descritos a seguir.

1.5.1 Revisão bibliográfica

Os trabalhos de Alkmim et al. (2006, 2007, 2009) foram tomados como principais bases de consulta sobre a interação tectônica na área. Outros estudos mais específicos também serviram de recurso, a exemplo do trabalho de Souza (2016) relativo ao Grupo Macaúbas, Santos et al. (2009) sobre a Formação Salinas e os trabalhos de Pedrosa-Soares et al. (2000) e Babinski et al. (2012) sobre os

(27)

5

depósitos glaciais da área. O mapa preliminar da tese de doutorado de autoria de Peixoto (2017) foi utilizado por resumir a área central dos estudos em um mapeamento geológico integrado com análise estrutural.

Objetivando-se melhor compreensão teórica dos métodos a serem aplicados ao longo do desenvolvimento do trabalho prático bem como do teórico-interpretativo, reportou-se ao entendimento de resultados da literatura tocante à geofísica e à geologia estrutural na região.

1.5.2 Levantamento de banco de dados

Neste trabalho, utilizou-se o banco de dados aeromagnetométricos, cedido em forma integrada, (em formato “.gdb”) pelo geofísico sênior da CPRM Antonino Borges. O banco de dados gravimétricos foi adquirido pela missão TOPEX/POSEIDON. O detalhamento de ambos os levantamentos será realizado em capítulos posteriores.

1.5.3 Análise qualitativa

Por meio dos bancos de dados geofísicos, geraram-se mapas temáticos para cada método potencial, magnetométrico e gravimétrico, no intuito de realizar a caracterização da área de estudo. Tais mapas foram produzidos através do software Oasis Montaj 8.4 do sistema GEOSOFT, o mesmo utilizado para tratar os mapas originais e produzir mapas de derivadas. Posteriormente utilizou-se o

software ArcGis (versão 10.3), para análises e interpretações gerais. Os mapas georreferenciados foram

então integrados aos dados geológicos em ambiente SIG (Sistema de Informação Geográfica), com vista à interpretação qualitativa dos dados.

1.5.4 Análise quantitativa

Os dados gerados em mapa geofísico forneceram as fontes necessárias para o próximo passo do trabalho: por meio da utilização da versão livre do software Euler (versão 1.00), fez-se a Deconvolução de Euler (2D) de perfis magnetométricos indicados em direção W-E, visando a interpretação quantitativa de tais perfis, o que permitiu a visualização, em profundidade, do arcabouço estrutural. Ao conjuminar dados geofísicos quantitativos aos dados geológicos da área de estudo foram estimadas as profundidades do topo das anomalias em perfis esquemáticos integrados. A partir da obtenção dos dados da Deconvolução de Euler criou-se, através do método da krigagem, modelos 3D para melhor visualização das estruturas em profundidade.

(28)

(29)

CAPÍTULO 2

2 CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL

2.1 CONTEXTO GEOTECTÔNICO

As áreas principais de estudo envolvem a Saliência Rio Pardo, a Zona de Cisalhamento Itapebi e a Zona de Cisalhamento Chapada Acauã, contando ainda com forte influência de uma feição secundária importante na elaboração do contexto regional, o Aulacógeno Paramirim (Cruz & Alkmim 2006). Assim a macrorregião estudada encontra-se inserida em regiões do Cráton São Francisco e da Faixa Araçuaí e sua contextualização tectônica corresponde à do Orógeno Araçuaí-Congo Ocidental (Alkmim et al. 2006), cuja evolução tectônica proposta pelos mesmos autores segue à semelhança de um “quebra-nozes”, o que resultou em uma geometria singular da área de dobramentos, descrevendo uma trajetória fechada.

2.1.1 O Cráton São Francisco

O Cráton São Francisco está localizado na região centro-leste do Brasil, abrangendo os estados da Bahia e de Minas Gerais e é considerado uma unidade tectônica do Ciclo Brasiliano, cuja estabilização como litosfera ocorreu no arqueano mantendo-se estável durante os eventos orogênicos ocorridos no neoproterozoico (Almeida 1977).

A Serra do Espinhaço e o limite ocidental da Chapada Diamantina, na Bahia, delimitam no interior do cráton o local onde se desenvolveu, paratectonicamente, a faixa de dobramentos do pré-cambriano superior ao neoproterozoico, cujos principais representantes são o Supergrupo Espinhaço, o Grupo Chapada Diamantina e o Grupo Macaúbas. O processo de dobramentos foi provavelmente causado por reativação de falhas no embasamento, que datam em origem do evento Transamazônico (Almeida 1977).

A consolidação do embasamento varia de acordo com a região, no entanto, Almeida (op cit.) traz à tona discussões de demais autores sobre o tópico, culminando no consenso de uma divisão cronológica. Alguns exemplos são citados em sua obra, como o Complexo de Guanambi, a oeste da Serra do Espinhaço e a região do Quadrilátero Ferrífero na porção sul do Cráton, em Minas Gerais.

Segundo Alkmim et al. (2006), o contexto geotectônico regional contava com duas porções distintas, o Cráton São Francisco e o Cráton do Congo, unidos em um formato semelhante a uma ferradura. Durante a abertura do Oceano Atlântico Sul o movimento de separação da América do Sul e

(30)

8

da África ocorreu de forma rotacional, provocando as feições remanescentes em sua estrutura (Alkmim

et al. 2006).

No final do Ciclo Brasiliano houve a aglutinação de algumas porções do paleocontinente conhecido como Rodínia, que havia sido fragmentado no início do mesmo ciclo. Essa aglutinação, denominada “orogênese brasiliana”, constituiu-se por colisões diacrônicas e foi responsável pelos dobramentos das áreas adjacentes aos crátons, como as faixas Brasília, Sergipana, Rio Preto, Riacho do Pontal e Araçuaí, e também pela reativação de falhas. (Uhlein et al. 2011).

A compartimentação tectônica do Cráton São Francisco pode ser resumida como proposta por Trompette et al. (1992) em dois domínios distintos, separados pela faixa de dobramentos Paramirim. O Cráton São Francisco é definido portanto como uma porção de núcleos de idade arqueana unidos por cinturões orogênicos paleoproterozoicos, que sofreu influências de dois eventos tafrogênicos. O primeiro deles formou os riftes intracontinentais, proporcionando a deposição de sequências metavulcano-sedimentares, relacionadas ao Supergrupo Espinhaço; o segundo registra a deposição glacial, representada pelas Formação Jequitaí, em Minas Gerais, e Bebedouro na Bahia. (Uhlein et al. 2011).

2.1.2 A Faixa Araçuaí

O Orógeno Araçuaí (junto ao do Congo) mostra-se como um conjunto de componentes geotectônicos que caracterizam um orógeno colisional que sucede um outro do tipo acrescionário de margem continental ativa, mostrando depósitos de margem passiva, lascas oﬁolíticas, zona de sutura, arco magmático, granitos sin-colisionais e plutonismo pós-colisional (Pedrosa-Soares et al. 2007).

Segundo Pedrosa-Soares et al. (2007), a característica que torna esse orógeno singular é seu confinamento entre crátons, de forma que a bacia precursora do mesmo seria do tipo continental/oceânica, articulada com aulacógenos (Figura 2.1).

(31)

9

Figura 2.1 – O Orógeno Araçuaí na porção central do Gondwana, com destaque para a FA – Faixa Araçuaí, a ZI

– Zona de Influência do Aulacógeno Paramirim e a ponte cratônica Bahia-Gabão. A área de estudos encontra-se delimitada em vermelho (modificada de Pedrosa-Soares et al. 2007).

A Faixa Araçuaí é a porção mais externa do orógeno e tem sua extensão margeando a borda oriental do Cráton São Francisco. Alkmim et al. (2006 e 2007) conseguiram subdividi-la em dez compartimentos distintos, sendo: i) o cinturão de cavalgamentos da Serra do Espinhaço Meridional; ii)

a zona de cisalhamento (ZC) da Chapada Acauã; iii) a zona de dobramentos de Salinas; iv) o corredor

transpressivo de Minas Novas; v) a saliência do Rio Pardo; vi) o bloco de Guanhães; vii) a zona de cisalhamento Dom Silvério; viii) a zona de cisalhamento de Itapebi; ix) o núcleo cristalino; e (x) a faixa Oeste-Congolesa.

(32)

10

Figura 2.2 – Mapa tectônico esquemático simplificado do Orógeno Araçuaí, compartimentado. Seta azul

indicando localização de uma seção geológica. SE: Cinturão de cavalgamentos da Serra do Espinhaço Meridional; CA: Zona de Cisalhamento da Chapada Acauã; RP: Saliência do Rio Pardo e zona de interação com o Aulacógeno do Paramirim; I: Zona de Cisalhamento de Itapebi; (Confeccionado com base em Pedrosa-Soares et al. 2001, retirada e modificada de Alkmim et al. 2007).

(33)

11

Uma análise sucinta do principais compartimentos tectônicos relevantes para este estudo é feita a seguir, todas segundo Alkmim et al. (2006 e 2007).

2.1.3 Zona de Cisalhamento Chapada Acauã

A leste da Serra do Espinhaço existe uma extensa chapada onde se localiza a ZC Chapada Acauã e de onde deriva seu nome. Sua largura varia entre 15 e 35km e as localidades que a abrangem compreendem as regiões de Itamarandiba, São Gonçalo do Rio Preto e Salinas.

Possuindo ampla variedade e quantidade de estruturas, a ZC Chapada Acauã possui uma alta ocorrência de dobras com vergência e mergulho para leste. Em estudos diversos, Alkmim et al. (2006 e 2007) e autores como Grossi-Sad et al. (1997), Gradim et al. (2005), Marshak et al. (2006) e Santos et

al. (2009) defendem a ocorrência frequente de falhas dúctil-rúpteis normais e tension gashes. As

estruturas citadas seriam de segunda geração, superpondo-se a dobras, zonas de cisalhamento e foliações da primeira fase de deformação, que se associam ao transporte tectônico de vergência para oeste. As estruturas supracitadas garantem a classificação de distensional para a natureza da ZC Chapada Acauã. Segundo Marshak et al. (2006), a melhor interpretação para a zona seria a de resultante do colapso gravitacional do Orógeno Araçuaí.

Figura 2.3 – Seção geológica esquemática de parte da região, indicada na figura 2.2, mostrando a tendência ao

abatimento do bloco a leste da Serra do Espinhaço (Alkmim et al. 2007).

O bloco em questão na figura 2.3 é constituído por rochas das unidades Macaúbas e Salinas, a leste da Serra do Espinhaço Meridional. Devido ao abatimento, preservou-se a unidade litológica Formação Salinas nas porções internas e junto ao núcleo cristalino.

(34)

12 2.1.4 Saliência Rio Pardo

A Saliência Rio Pardo localiza-se na região norte do Orógeno Araçuaí, próximo ao paralelo 16ºS, onde as estruturas do Cinturão de Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Meridional alteram progressivamente sua direção de NS para NE e descrevem na Saliência um grande arco de concavidade voltada para o sul. A macroestrutura conta com diferentes litotipos do Supergrupo Espinhaço e do Grupo Macaúbas e em seu interior, de acordo com Almeida et al. (1978) e Cruz & Alkmim (2006) existem duas gerações diferentes de estruturas. Essas são associadas à duas deformações distintas, uma com transporte em direção ao Cráton São Francisco, ao norte, enquanto a segunda, mais recente, indica uma direção geral WSW-ENE.

2.1.5 Zona de Cisalhamento de Itapebi

A ZC de Itapebi é localizada na zona nordeste do Orógeno Araçuaí e possui conexão com a Saliência do Rio Pardo, que se localiza a leste. Suas falhas (setentrionais) delimitam os limites do Orógeno com o Cráton do São Francisco.

2.2 QUADRO ESTRATIGRÁFICO

As unidades estratigráficas mais importantes para esse trabalho são as do embasamento, o Grupo Macaúbas e a Formação Salinas. Uma síntese da estratigrafia regional do orógeno, incluindo a do Grupo Macaúbas realizada por Souza (2016), será realizada a seguir.

2.2.1 Unidades do embasamento

As idades registradas para o embasamento variam em paleo e mesoarqueanas a paleoproterozoicas. As unidades do embasamento são constituídas por complexos metamórficos, granitoides e unidades supracrustais, ocorrendo também nas porções mais ao norte e ao sudoeste do orógeno, assim como no interior de anticlinais da região (Alkmim et al. 2006).

2.2.2 Rochas intrusivas

Durante a fase rift de abertura da bacia, houve um magmatismo cujo registro está nos diques máﬁcos da Suíte Pedro Lessa (Machado et al. 1989), nos granitos da Suíte Salto da Divisa (Silva et al. 2002, 2007), nos xistos verdes basálticos do Membro Rio Preto da Formação Chapada Acauã (Gradim

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13

et al. 2005, Babinski et al. 2005, Martins 2006), nos anfibolitos da Fm. Capelinha (Castro 2014) e os

xistos verdes da Fm. Planalto de Minas (Souza 2016; Souza et al. 2017).

A Suíte Salto da Divisa possui granitos alcalinos com presença de ﬂuorita (Paixão & Perrella 2004, Sampaio et al. 2004, Silva et al. 2007). Na porção nordeste do orógeno há intrusões de corpos dessa suíte no embasamento, sendo que seu contato com o Complexo Jequitinhonha marca uma zona de cisalhamento transcorrente.

A Suíte Pedro Lessa é caracterizada como metaígnea de constituição intrusiva básica, metamorfizada na fácies xisto verde (Knauer 1990).

2.2.3 Supergrupo Espinhaço

A base do Supergrupo Espinhaço engloba rochas vulcânicas e sedimentares, entre elas arenitos, conglomerados e pelitos (Almeida-Abreu 1997, Uhlein et al. 1991, Dominguez 1993, Martins-Neto 1998, Danderfer & Dardenne 2002).

No Espinhaço Meridional, as rochas sofreram metamorfismo e deformação (Dussin & Dussin 1995). A porção intermediária do Supergrupo por sua vez é caracterizada por uma sucessão de quartzo-arenitos puros (Uhlein et al. 1991, Dominguez 1993, Martins-Neto 1998, Danderfer & Dardenne 2002).

A porção média do Supergrupo Espinhaço contém os conglomerados da Formação Tombador (Dominguez 1993), fonte dos diamantes e carbonados da região. A parte superior do Supergrupo Espinhaço possui arenitos e pelitos marinhos (Uhlein et al. 1991, Dominguez 1993, Martins-Neto 1998, Danderfer & Dardenne 2002) com intercalações de lentes de calcários e dolomitos, capeadas por rochas do Grupo Macaúbas do Supergrupo São Francisco.

O quadro a seguir, retirado de Pedreira (1994), resume a estratigrafia e ambientes deposicionais do Supergrupo Espinhaço e da Chapada Diamantina.

(36)

14

Quadro 2.1 – Resumo da estratigrafia do Supergrupo Espinhaço e Chapada Diamantina Oriental (retirado de

Pedreira 1994).

2.2.4 Grupo Macaúbas

O Projeto Espinhaço (Grossi-Sad et al. 1997), mapeou o Grupo Macaúbas de forma regional e contou com modificações propostas por Noce et al. (1997), Lima et al. (2002), Gradim (2005), Babinski

et al. (2005), Pedrosa-Soares et al. (2007), Martins (2006), Martins et al. (2008). A partir de então,

(37)

15

O Grupo Macaúbas é constituído por duas sequências distintas: uma proximal e outra distal (Pedrosa-Soares et al. 2001; Queiroga 2006). Segundo Pedrosa-Soares et al. (2011), as suas unidades basais (Formações Matão e Duas Barras) encontram-se sobrepostas pela Formação Serra do Catuni (metadiamictitos). Sucedendo as anteriores há ocorrência da sequência inferior (glácio-marinha) e superior (marinha) da Formação Chapada Acauã (quartzitos impuros, filitos interestratificados e corpos de metadiamictitos). A leste deste última encontra-se a Formação Ribeirão da Folha, uma sequência pós-glacial de margem passiva e assoalho oceânico (Queiroga 2006).

A Formação Rio Peixe Bravo (pré-glacial) encontra-se sobreposta em algumas porções pela Formação Nova Aurora (glácio-marinha) e em outras pela Formação Chapada Acauã inferior. Segundo Castro (2014) a Formação Capelinha equivale às unidades pré-glaciais desenvolvidas na fase rift da bacia Macaúbas, levando-o a posicionar a Formação Capelinha na base do Grupo Macaúbas.

Gradim (2005) enquadra os xistos verdes (actinolitatremolita, albita, epidoto e clorita, podendo conter biotita e calcita) como pertencentes ao Membro Rio Preto da Formação Chapada Acauã, correlacionando-se à Suíte Pedro Lessa.

2.2.5 Grupo Bambuí

O Grupo Bambuí pode ser resumido por uma sequência rica em sedimentos pelítico-carbonáticos e foi dividido em seis formações, segundo critérios de Dardenne (1978): Formação Jequitaí, Sete Lagoas, Serra de Santa Helena, Lagoa do Jacaré, Serra da Saudade e Formação Três Marias. Schobbenhaus et al. (1984) adicionaram o Subgrupo Paraopeba, que engloba as formações Sete Lagoas, Serra de Santa Helena, Lagoa do Jacaré e Serra da Saudade. Martins-Neto & Alkmim (2001) interpretaram os sedimentos pertencentes ao grupo como originários do preenchimento de uma bacia de antepaís de características de depósitos de plataforma marinha estável.

2.2.6 Formação Salinas

Os principais afloramentos da Formação Salinas encontram-se na região da cidade homônima, na porção norte de Minas Gerais. Anteriormente relacionada ao Grupo Macaúbas, em 2002 passa a ser tratada como uma unidade independente (Lima et al. 2002). Desta forma a Formação Salinas constitui a unidade mais jovem registrada no Orógeno Araçuaí, com amostras de turbiditos recentes.

Pedrosa-Soares (1995) descreve a Formação Salinas com constituição predominante de sucessão de quartzo-mica-xistos, nos quais a estrutura bandada refletiria o acamamento. Noce et al. (1997) descrevem a Formação Salinas como uma unidade do Grupo Macaúbas, constituída por

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quartzo-Alvarenga, R. F. 2018, Análise geológica-geofísica da porção norte da Faixa Araçuaí, MG-BA

16

mica-xistos bandados, metagrauvacas, rochas cálciossilicáticas, metaconglomerados e grafita-xistos. Lima et al. (2002) descrevem na sucessão da Formação Salinas grauvacas, arenitos grauvaquianos, pelitos grauvaquianos e metaconglomerados clasto-suportados de fácies xisto-verde. Atualmente a bacia onde depositaram-se essas formações é conhecida como do tipo flysh (Pedrosa-Soares et al. 2008)

2.2.7 Cobertura cenozoica

Knauer et al. (2007) classificaram a cobertura cenozoica presente em coberturas detritolateríticas, concentradas em pelitos e psamitos, com presença de seixos quartzosos e laterizações pontuais. Outros exemplos de idade cenozoica na região são os depósitos de colúvio e de aluvião (Drumond et al. 1980, Fernandes et al. 1982 e Knauer et al. 2007).

2.3 ARCABOUÇO ESTRUTURAL

A Faixa Araçuaí possui em sua estrutura diversas falhas de empurrão ao longo de sua borda com o Cráton São Francisco (Alkmim et al. 2006; Marshak et al. 2006).

De acordo com trabalho elaborado por Leonel (2006), a CBPM/CPRM (2004) descreve a região da faixa em três domínios distintos: domínio 1 - ortognaisses do substrato em contato com rochas do Grupo Macaúbas e faixas de cisalhamento dextrais de direção NW-SE com vergência para sul; domínio 2 - zonas de cisalhamento sinistrais e dextrais com trend estrutural de direção NE-SW e ausência de cavalgamentos; domínio 3 - zonas de cisalhamento transcorrentes e contracionais com direções que variam entre N-S, NW e E-W (Figura 2.4).

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17

F ig ura 2 .4 – Ma p a g eo ló g ico – tectô n ico esq u e m á tico , r m o d if icad o d e C o rd an i et a l. 1 9 8 4 .

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18 2.4 EVOLUÇÃO GEOTECTÔNICA DA FAIXA ARAÇUAÍ

Pedrosa-Soares & Wiedemann-Leonardos (2000) demonstraram em seu estudo que a evolução da Bacia Macaúbas se deu de forma a registrar a ocorrência de granitoides de arco magmático e ofiolitos relacionados à subducção, o que indicava geração e consumo de litosfera oceânica. Alkmim et al. (2006) atentaram para uma possível explicação da evolução da Bacia Macaúbas em ambiente ensiálico.

Alkmim et al. (2007) propuseram um modelo evolutivo em cinco estágios: i) bacia precursora Macaúbas; ii) convergência inicial; iii) colisional; iv) escape lateral da porção sul; e v) colapso gravitacional (Alkmim et al. 2006), com precedentes em proposições de Pedrosa-Soares et al. (1995), Trompette et al. (1992) e Maurin (1993).

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19

De acordo com os autores Pedrosa-Soares et al. (1995) e Alkmim (2006), “o chamado Rifte Santo Onofre apresenta continuação meridional na região da Serra do Espinhaço Central, sendo representado pelo Rifte Macaúbas, que teria evoluído para uma bacia de margem passiva.” (Figura 2.5). Em torno de 750Ma ocorreu o fim dos eventos relativos a fase rift de evolução da Bacia Macaúbas. A bacia continuou experimentando extensão, evoluindo para margem passiva com proto-oceanização em 660-630Ma, quando deve então o início da fase de subducção (Alkmim et al. 2006; Souza 2016; Souza et al. 2017).

De acordo com os autores Alkmim et al. (2006), os crátons do São Francisco e do Congo se aproximaram por rotações no sentido contrário, o que comprimiu a bacia e levou ao consequente consumo da litosfera oceânica.

A fase colisional da orogênese Brasiliana propagou as frentes de empurrão em direção aos crátons e desenvolveu uma cadeia de “montanhas” (Pedrosa Soares et al. 2001 e Pedrosa Soares et al. 2007).

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(43)

CAPÍTULO 3

3 MÉTODOS GEOFÍSICOS

Este capítulo dedica-se ao estudo teórico dos métodos potenciais e das técnicas de estimativa de profundidade das estruturas em subsuperfície, através da deconvolução de Euler.

A aquisição de conhecimentos sobre os métodos geofísicos, os recursos matemáticos utilizados no tratamento de dados e sua compreensão teórica visam elucidar o leitor acerca das respostas físicas esperadas para diferentes litotipos. Sendo assim, a escolha adequada dos métodos geofísicos e das ferramentas para tratamento dos dados são extremamente importantes para assegurar melhores resultados.

3.1 MÉTODOS POTENCIAIS

A magnetometria e a gravimetria são assim denominadas por tratarem das variações dos campos potenciais terrestres magnético e gravimétrico respectivamente, ou seja, utilizam fontes físicas já existentes na natureza, recebendo o nome de métodos potenciais (Telford et al. 1990, Luiz & Silva 1995). Neste estudo os dados utilizados foram adquiridos por meio de aerolevantamento, cuja rotina de aquisição consiste em realizar medidas em intervalos de tempo planejados e com o mínimo de perturbação ambiental.

No método gravimétrico, realiza-se o registro das perturbações no campo gravitacional terrestre, causados pelas diferentes densidades litológicas. Já no caso da magnetometria, o que são registrados são as variações no campo magnético, causado pela heterogeneidade em minerais magnéticos das amostras litológicas (Telford et al. 1990).

Os métodos potenciais são especialmente úteis na identificação de litologia, estruturas e possíveis acumulações minerais em subsuperfície, constituindo importantes métodos geofísicos e utilizados em larga escala ao redor do mundo (Telford et al. 1990, Luiz & Silva 1995).

Esse trabalho visa a aplicação dos métodos potenciais e sua integração a dados geológicos da área de estudos. Assim, conceitos de física pura sobre os campos gravitacional e magnético terrestre não serão detalhados, podendo caso seja de interesse do leitor ser encontrados com facilidades em livros de

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22

mecânica clássica (Nussenzveig 2002a, Serway & Jewett Jr. 2004 e Feynman et al. 2008a) e magnetismo (Nussenzveig 2002b, Feynman et al. 2008b).

3.1.1 Gravimetria

A gravimetria estuda as influências da força de atração gravitacional sobre os materiais

em subsuperfície. A força gravitacional também pode ser entendida como a força peso que as

amostras litológicas exercem sobre os corpos de prova localizados no gravímetro (instrumento

de medida gravimétrica) (Equação 3.1).

|𝐹| = |(𝐺*𝑀 / 𝑟²)*𝑚| = |𝑚*𝑔| (Equação 3.1) O princípio físico do método gravimétrico é a chamada Lei da Atração Gravitacional Universal (representada pela equação 3.1). Isso significa dizer que a força de atração (F) entre dois corpos depende somente da relação entre suas massas (M, m) e da distância entre seus centros de gravidade (r), sendo “G” a constante da gravitação universal (Serway & Jewett Jr. 2004) e “g” a aceleração gravitacional.

Se a aceleração gravitacional é |𝑔| = |𝐺𝑀 / 𝑟²| o potencial gravitacional (U) é indicado pela Equação 3.2:

𝑈 = − 𝐺*𝑀 / 𝑟 (Equação 3.2) A derivada primeira do potencial gravitacional (U) em qualquer direção dá o componente da gravidade naquela direção. O potencial gravitacional também ilustra o conceito de superfícies equipotenciais, sendo essas os níveis de um mesmo potencial dentro do campo onde o trabalho é nulo. Uma superfície equipotencial conhecida e largamente utilizada na gravimetria é o nível do mar, por exemplo (Telford et al. 1990, Luiz & Silva 1995, Kearey et al. 2009).

As equações expostas acima consideram a aceleração gravitacional “g” como uma constante, no entanto a gravidade varia devido ao formato elipsoidal do planeta, sua rotação, as diferentes topografias, as marés, etc. (Kearey et al. 2009).

É estimado que 0,001% da gravidade medida na superfície referem-se à litologias relacionadas à prospecção geológica (Telford et al. 1990, Luiz & Silva 1995), com suas densidades e densidades médias variando de rocha para rocha. O Quadro 3.1, a seguir, exemplifica alguns tipos de rochas:

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23

Quadro 3.1 – Variação de densidade e densidade média de rochas sedimentares, ígneas e metamórficas. Gneiss é a versão inglesa da palavra gnaisse (adaptado de Telford et al. 1990).

Conforme pode ser interpretado por meio das informações do Quadro 3.1, a densidade de uma rocha está ligada à sua porosidade e composição.

Os aparelhos utilizados para realizar as medidas no método gravimétrico registram alterações, as anomalias gravimétricas, que nada mais são do que o resultado dos contrastes de densidades entre um corpo litológico e suas imediações. As densidades das rochas são propriedades intrínsecas do material, envolvendo portanto composição e porosidade. Em geral as rochas ígneas e metamórficas tem baixa porosidade e portanto suas diferenças de densidade são devido a alterações composicionais. As rochas sedimentares por sua vez sofrem compactação, o que gera o aumento da densidade em função da profundidade (Telford et al. 1990, Luiz & Silva 1995).

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Gravímetros

São aparelhos simples que registram a força de atração gravitacional (força peso) atuante entre o centro de gravidade do planeta e um sensor (Figura 3.1).

Figura 3.1 – Princípio físico simplificado de um gravímetro (Kearey et al. 2009). Aparelho constituído por uma

mola carregando uma massa constante. A mola é estirada devido ao aumento da gravidade.

O princípio dos gravímetros estáveis são balanças de mola carregando uma massa constante. Na figura 3.1 uma mola de comprimento x foi estirada (δx) em decorrência do aumento da gravidade (δg). Uma vez que a extensão da mola é proporcional à força de extensão (segundo a Lei de Hooke) o valor da variação gravimétrica (δg) pode ser calculado. Como as variações de densidade na subsuperfície são mínimas (ordem de 100µms-²), a precisão requerida é difícil de ser atingida com o uso de gravímetros mecânicos como o da figura anterior (Kearey et al. 2009), sendo possível somente com o uso de mecanismos óticos e eletrônicos de maior sensibilidade, para assim registrar a variação da atração gravitacional em rochas.

Um dos mais importantes aparelhos da história da gravimetria é o gravímetro “LaCoste & Romberg” (Figura 3.2). Seu princípio de funcionamento consta com uma massa presa a uma haste sustentada por uma mola, cuja extensão e o seno do ângulo (θ) controla o momento exercido sobre a haste. O aumento da gravidade estende a mola, aumentando assim a força de restauração e diminuindo o ângulo (θ). Dessa forma, a variação angular possibilita a observação de pequenos aumentos de gravidade. Atualmente os gravímetros Scintrex CG-3 e CG-5 são bastante utilizados por serem equipamentos mais modernos e com maior agilidade operacional.

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Figura 3.2 – Princípio do gravímetro LaCoste & Romberg (Kearey et al. 2009).

Os procedimentos realizados nos levantamentos gravimétricos consistem basicamente em coletar em campo medidas de gravidade relativa e realizar nos dados as devidas correções. Neste processo, estações de gravidade absoluta são utilizadas como referência para abertura e fechamento do circuito, obtidos através da Rede Internacional de Padronização da Gravidade de 1971. O procedimento consiste basicamente em determinar a diferença de gravidade entre uma estação conhecida e o novo ponto. A partir desta diferença infere-se a gravidade absoluta da nova estação de referência (Kearey et

al. 2009).

Reduções Gravimétricas

Anomalia gravimétrica deve ser entendida como a atração gravitacional observada deduzida da atração gravitacional de um geoide de referência (Figura 3.3). O geoide de referência corresponde à superfície equipotencial gravimétrica do nível médio dos mares, definida pela Associação Internacional de Geodésia, em 1967 (Luiz & Silva 1995, Blakely 1996).

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Figura 3.3 – Anomalia gravimétrica residual exemplificada (Kearey et al. 2009).

Reduzir o valor da gravidade medida ao elipsoide de referência significa descobrir o valor de gravidade existente entre o ponto teórico e o observado. Assim, todas as acelerações de gravidade que não decorrem exclusivamente da atração gravitacional entre os corpos devem ser removidas (Kearey et

al. 2009), através das seguintes correções:

i. correção dos efeitos de maré; ii. correção da deriva instrumental; iii. correção de Eötvös;

iv. correção de latitude; v. correção ar livre; vi. correção Bouguer; vii. correção topográfica.

Os efeitos de maré são variações gravimétricas decorrentes da atração gravitacional da Lua e do Sol e variam com as posições relativas entres esses corpos estelares e a Terra ao longo do tempo. As variações causadas pelas marés, no entanto são periódicas, previsíveis e relativamente fáceis de se monitorar e corrigir.

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A deriva instrumental ou drift instrumental é a mudança na leitura gravimétrica decorrente de falhas mecânicas do equipamento e é inerente aos atuais equipamentos gravimétricos. Sua ocorrência é detectada com amostragens sucessivas de um ponto fixo em um longo período de tempo (geralmente de 10 a 12h) e deve ser corrigida. De acordo com Luiz & Silva (1995), em levantamentos de campo, o drift instrumental pode ser corrigido junto com o efeito de maré pela reocupação de estações gravimétricas em intervalos de duas a três horas.

A correção de Eötvös (EC) é necessária para as medidas de gravidade obtidas em veículos (navios e aviões) e trata da remoção da aceleração decorrente do movimento (Telford et al. 1990).

O campo gravitacional terrestre sofre variações ao longo dos meridianos, o que se deve à força centrípeta provocada pela rotação e também à distribuição de massa decorrente do arqueamento equatorial (Telford et al. 1990).

Em 1930, a União Internacional de Geodésia e Geofísica calculou o valor teórico da gravidade (g) sobre a superfície do geoide de referência, sendo esse recalculado em 1967.

A correção de latitude (𝐶𝐿) é realizada quando o levantamento abrange duas ou mais latitudes e significa transportar os dados de uma latitude (𝜙1) para outra (𝜙𝑜), normalmente o Equador, de modo que os dados possam ser comparados (Luiz & Silva 1995).

A correção de ar livre visa ajustar a diferença de altitude das medidas em relação ao geoide. A fim de inferir tal correção, calcula-se a diferença da aceleração gravitacional entre o nível médio dos mares e a estação observada a uma atitude ℎ (em metros) (Telford et al. 1990, Luiz & Silva 1995, Blakely 1996).

Se |𝑔| = |𝐺*𝑀 / 𝑟² |, portanto a aceleração da gravidade a uma altitude ℎ será |𝑔h| = |𝐺*𝑀 / (𝑟+ℎ)2|. Calculando-se a variação da gravidade entre o geoide e o ponto observado encontra-se a correção de ar livre:

𝐶𝐴𝐿 = ∆𝑔 = |𝑔 − 𝑔ℎ| ≈ 𝐺*𝑀 / 𝑟³ = 0,3086*ℎ (Equação 3.3) ou seja

(50)

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A correção de elevação ar livre é utilizada para reduzir o valor da gravidade normal para o nível do terreno. Uma vez calculada, encontra-se a anomalia gravimétrica ar livre (AL) ou free-air, utilizada neste trabalho.

Para estudar as perturbações no campo gravitacional provocadas pela massa entre o ponto estudado e o geoide utiliza-se a correção Bouguer (Telford et al. 1990, Luiz & Silva 1995, Blakely 1996). A correção Bouguer intenciona corrigir o excesso ou a falta de massa existente entre a superfície equipotencial de referência e a superfície real, através da seguinte relação:

𝐶𝐵 = 2*𝜋*𝐺*𝜌*ℎ = 0,1119*ℎ (Equação 3.5) Onde, h é a altitude ortométrica da estação e ρ é a densidade do pacote rochoso.

Assim, a anomalia Bouguer completa é representada pela relação:

𝐵 = 𝑔𝑜𝑏𝑠 − 𝑔𝑡𝑒𝑜𝑟 − 𝐶𝐴𝐿 − 𝐶𝐵 + 𝐶𝑇 (Equação 3.6) onde, gobs é o valor da gravidade medida no gravímetro corrigida de maré e drift; gteor é o valor da gravidade teórica; CAL é a correção ar livre; CB é a correção Bouguer; e CT é a correção de terreno.

Contribuição dos Satélites para Gravimetria

Algumas missões como Geosat/Exact Repeat Mission, Endeavour, ERS-1 e

TOPEX/POSEIDON fornecem dados de altimetria por satélite que muito contribuem para o

conhecimento das características gravimétrica da Terra e ampliando a resolução dos mapas gravimétricos, por serem de alta definição espacial. Nesse trabalho foram utilizados dados coletados pelo TOPEX/POSEIDON.

3.1.2 Magnetometria

As rochas possuem uma propriedade denominada susceptibilidade magnética, que registra as variações do campo magnético terrestre e são utilizadas para investigar a geologia. A indução magnética de um corpo submetido a qualquer campo magnético externo é dado pela Equação 3.7:

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na qual B é indução magnética (campo magnético total), H é o campo magnético pré-existente e µ é a permeabilidade magnética relativa, que na magnetometria é tida como a constante de permeabilidade magnética do vácuo (µo).

Quando corpos magnéticos causam perturbações no campo, o valor da permeabilidade magnética é alterado por indução (M) (Kearey et al. 2009). De acordo com Telford et al. (1990), a susceptibilidade magnética média das rochas ígneas ácidas e das ígneas básicas é sempre relativamente maior que das rochas metamórficas e sedimentares.

A hematita (Fe203) é o mais abundante mineral do Grupo óxido de ferro comum, geralmente, antiferromagnético. Este Grupo não gera anomalias magnéticas, exceto se houver antiferromagnetismo parasita (Kearey et al. 2009).

O mineral ferromagnético mais facilmente encontrado é a magnetita, sua abundância é tanta que se classifica o comportamento magnético das rochas em função da sua concentração (Telford et al. 1990, Luiz & Silva 1995, Blakely 1996), como exposto acima.

Assim, a presença de sedimentos e rochas sedimentares não influencia nas anomalias magnéticas, o que torna a magnetometria um excelente método para mapear o embasamento, intrusões e extrusões básicas recobertas por sedimentos e rochas sedimentares.

O magnetismo nas rochas é contemporâneo à sua geração ou à seu metamorfismo, sendo natural concluir que seus spins magnéticos dos minerais orientam-se pelo campo magnético terrestre no período de sua magnetização. Isso significa que as medidas registradas no levantamento magnetométricos são o valor resultante entre a magnetização induzida pelo campo atual e a magnetização remanescente (Feynman et al. 2008b).

Origem e Diferenciação das Fontes do Campo Geomagnético

A teoria mais aceita para a origem do campo magnético terrestre é a do “geodínamo”, que salienta quase toda a sua origem no núcleo externo, onde as correntes de convecção formam correntes elétricas que então induzem o campo.

A diferença de profundidade entre as fontes do campo magnético interno permite a sua diferenciação. Quanto menor a frequência do campo magnético medido na superfície da Terra maior a profundidade em que estão localizadas, e vice-versa.

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Levantamentos eletromagnéticos

As erupções do Sol provocam variações na intensidade do campo magnético total ao longo do dia, o que chamamos de variação diurna, e é praticamente constante. Quando essas alterações deixam de ser constantes, temos as chamadas “tempestades magnéticas”, cujas influências no levantamento magnetométricos são praticamente impossíveis de se anular e sendo indicado a interrupção do levantamento (Kearey et al. 2009).

A Associação Internacional de Geomagnetismo e Aeronomia (IAGA) define o campo de referência a ser utilizado no levantamentos. O Campo Geomagnético de Referência Internacional (IGRF) é o campo magnético teórico na superfície da Terra (Kearey et al. 2009).

Magnetômetros

Os instrumentos de medidas do geocampo magnético utilizados em levantamento datam do século XVIII, chamados magnetômetros. O primeiro equipamento a fornecer medidas instantâneas foi o fluxgate. No princípio os magnetômetros não eram utilizados na geociência e sim para detecção de submarinos, o que ocorreu durante a Segunda Guerra Mundial (Kearey et al. 2009).

O fluxgate possui dois núcleos ferromagnéticos com alta permeabilidade para que o campo geomagnético promova uma magnetização próxima ao valor de saturação. Na presença de um campo magnético externo, há a saturação mais rápida do núcleo cujo campo primário é intensificado pelo campo externo. Os magnetômetros utilizados atualmente são normalmente de pressão nuclear ou de prótons (Telford et al. 1990).

Reduções Magnéticas

Os dados magnetométricos necessitam de duas correções principais: a correção da variação diurna e a remoção do campo geomagnético de referência (IGRF).

A fim de corrigir a variação diurna é necessário monitorá-la, o que pode acontecer pela reocupação de estações em intervalos de tempo regular ou deixar um magnetômetro coletando o campo magnético em um ponto fixo, a menos de 100km do local do levantamento (Kearey et al. 2009).

Em levantamentos mais extensos utilizam-se linhas de controle perpendiculares às linhas do levantamento para aumentar a confiabilidade dos dados e facilitar o processamento dos dados.

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Uma pequena parcela do campo total é provocada pelas irregularidades rochosas, o chamado campo anômalo. Neste trabalho, algumas ferramentas foram utilizadas para tratar os dados e serão discutidas a seguir.

3.2 TÉCNICAS DE FILTRAGENS

Existe uma relação entre a frequência do campo magnético medida e a profundidade das fontes geradoras: quanto maior a frequência menor a profundidade. Essa correlação entre o domínio da frequência e domínio da profundidade é representada pelas transformadas de Fourier (Blakely 1996).

Algumas das ferramentas mais versáteis dos métodos potenciais são as filtragens. Os filtros podem ser utilizados individualmente ou em associação. Assim, os dados coletados em campo podem ser selecionados de acordo com o objetivo do levantamento. Aqui serão enfatizadas principalmente as ferramentas úteis ao tratamento dos dados relativos ao trabalho.

3.2.1 Derivadas

Primeira Derivada Vertical, ou Gradiente Vertical

Sua função é medir a taxa de variação do campo magnético à medida que se afasta ou se aproxima da fonte causadora. Nesta técnica, as altas frequências do sinal magnético são realçadas pela primeira derivada da componente vertical do campo anômalo. Assim, as contribuições de fontes profundas (baixas frequências) são atenuadas e desconsideradas.

A derivada de segunda ordem da componente vertical recebe o nome de Segunda Derivada Vertical ou Residual, e ressalta as maiores frequências e anomalias provocadas por fontes bem próximas a superfície.

As Derivadas Horizontais em X e Y contribuem para analisar a direção das fontes de anomalia. A Derivada Horizontal em X executa a derivada na direção leste-oeste, destacando as estruturas norte-sul. Para destacar as magnetofácies na direção leste-oeste, realiza-se a derivada na direção norte-sul, ou seja, a Derivada Horizontal em Y (Blakely 1996).