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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 no 260

Ouro Preto, Janeiro de 2018

ANÁLISE GEOLÓGICA-GEOFÍSICA DA PORÇÃO NORTE

DA FAIXA ARAÇUAÍ, MG-BA

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

Prof. Dr. Luís Antônio Rosa Seixas

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

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

vii

1 Ficha de Aprovação

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!

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

3.1.1 Gravimetria ..................................................................................................................... 22

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

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

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

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

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.

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

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

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).

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.


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


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.


6

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


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).


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.


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).


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.


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


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.


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,

Pedrosa-Soares et al. (2011) propuseram uma subdivisão para o Grupo Macaúbas em sete formações.


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 quartzo-


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).


17

Fig

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2.4

– M

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nico

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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).

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


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).


20

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


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:


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).


24

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.


25

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).


26

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.


27

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

𝑔ℎ = 𝑔 −𝐶𝐴𝐿 ou 𝑔ℎ = 𝑔 − 0,3086*ℎ (Equação 3.4)


28

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:

B = µH (Equação 3.7)


29

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.


30

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.


31

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).


32

3.2.2 Técnicas de Alta Centricidade

O campo magnético possui caráter dipolar e devido a isso foram desenvolvidas técnicas de alta

centricidade para simplificar a interpretação das anomalias magnéticas. Em suma: a Amplitude do Sinal

Analítico, a Redução ao Polo e ao Equador Magnético centralizam simetricamente as magnetofácies em

relação à fonte.

Na técnica de Redução ao Polo o campo magnético total atua como se fosse observado no

próprio polo magnético. Analogamente, na Redução ao Equador o campo atua como se fosse observado

do Equador, o que torna a técnica pouco eficiente em baixas latitudes (Cordani & Shukowsky 2009).

A Amplitude do Sinal Analítico é a mais apropriada para as anomalias magnéticas brasileiras.

Também é conhecida como Método do Gradiente Total por ser obtida a partir das derivadas direcionais

do campo magnético nos três eixos cartesianos. A resultante das derivadas acentua as bordas dos corpos

magnéticos, centralizando as magnetofácies simetricamente em relação à fonte.

3.3 CONVOLUÇÕES

As convoluções são operações de filtragem linear. As operações de convolução são passíveis de

aplicação em funções integráveis e complexas.

O Teorema da Convolução salienta que a convolução de duas funções resulta apenas na

multiplicação de suas transformadas no domínio da frequência (Equação 3.8).

𝐹(𝑓𝑡 ∗𝑔𝑡) = 𝐹(𝑓𝑡)∙𝐹(𝑔𝑡) (Equação 3.8)

Assim, uma convolução no domínio do tempo equivale a multiplicação de suas transformadas

no domínio da frequência. As operações de convoluções possibilitam a análise do sinal de origem, os

obstáculos transformadores e o sinal resultante, sendo muito importante para a análise dos sinais

geofísicos.

3.3.1 Deconvoluções de Euler

A deconvolução de Euler é a mais eficiente técnica geofísica de estimativa de profundidade e

foi portanto utilizada neste trabalho. As deconvoluções de Euler e Werner se sobressaíram aos demais


33

métodos que surgiram ao longo do tempo e estimam simultaneamente a magnetização e o volume da

fonte geradora (Reid et al. 1990, Blakely 1996).

Sem interferências de outras fontes ou ruídos, qualquer anomalia gravimétrica ou

magnetométrica produzida por uma fonte pontual tridimensional satisfaz a equação homogênea de Euler

(Equação 3.9):

(Equação 3.9)

Todos os campos potenciais são regidos por funções homogêneas. Assim, T(x,y,z) é uma função

de campo produzido por uma fonte pontual tridimensional situada em coordenadas xo, yo e zo de um

sistema cartesiano e z é a altitude do levantamento. η é a medida da taxa de decaimento da intensidade

do campo em função do aumento da distância entre a fonte e o ponto medido. η varia com o grau de

complexidade da fonte geradora. Por isso, η é um parâmetro indicador da forma geométrica da anomalia

e recebe o nome de índice estrutural (Reid et al. 1990).

As duas maiores vantagens das deconvoluções de Euler são a aplicação sem presumir uma

direção no vetor de magnetização e a não necessidade de um modelo interpretativo inicial (Reid et al.

1990, Blakely 1996).

A aplicação das deconvoluções de Euler nas anomalias de sinal analítico facilita a interpretação

dos dados magnéticos, utilizando suas amplitudes para conhecer as coordenadas horizontais (xo, yo) e

com elas estimar a profundidade da fonte através da coordenada vertical (z) de máxima amplitude

(Salem & Ravat 2003). A partir da estimativa da profundidade, gerou-se um modelo 3D para as

estruturas em subsuperfície.


34

CAPÍTULO 4

4 ANÁLISE QUALITATIVA

4.1 INTRODUÇÃO

A apresentação da análise geofísica qualitativa da área estudada realizada é apresentada nesse

capítulo. As bases para tal análise foram a geração e interpretação dos mapas temáticos magnetométricos

e gravimétricos.

4.2 BANCO DE DADOS

Os dados magnetométricos e gravimétricos utilizados foram provenientes de uma compilação de

diferentes bases de dados e fornecidos em formato “.gdb”, formato utilizado para projetos trabalhados

no Geosoft Oasis Montaj.

Alguns dos levantamentos compilados para aquisição de tal compêndio incluem o mapeamento

geofísico de áreas diversas de Minas Gerais e Bahia, como por exemplo do Projeto Aerogeofísico

Convênio Brasil-Alemanha, com uso do método magnetométrico, no qual a altura média de voo é 350

metros, a área levantada de 570000km², a quilometragem 360000, a direção das linhas de voo é E-W e

das linhas de controle N-S, os espaçamentos 2000 e 10, respectivamente; projetos conduzidos pelo

Departamento Nacional de Produção Mineral (DNPM) em parceria com a CPRM Serviço Geológico do

Brasil.

Os dados gravimétricos utilizados referem-se à missão espacial TOPEX/POSEIDON e foram

gerados a partir do arquivo de pontos obtidos no endereço http://topex.ucsd.edu/cgi-bin/get_data.cgi. O

programa espacial possuía como objetivo o cálculo do deslocamento e espessura da massa de água

terrestre, assim, os dados brutos obtidos correspondem à anomalia free-air e o banco de dados

gravimétricos (associado a dados topográficos de mesma resolução e amostragem) é proveniente de

cálculos matemáticos, realizados a partir de medições a laser via satélite da topografia terrestre durante

a missão. Os dados gravimétricos foram então compilados e obtidos em formato “.gdb”. A figura 4.1

ilustra o processo de levantamento.

http://topex.ucsd.edu/cgi-bin/get_data.cgi


36

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

missão TOPEX/POSEIDON. Os detalhes de levantamento não são relevantes para esse estudo. Ademais a

informação importante é que a anomalia obtida é free-air.

4.3 APRESENTAÇÃO DOS RESULTADOS

4.3.1 Magnetometria

A geração dos mapas temáticos a partir dos dados magnetométricos deu-se pela utilização do

software Geosoft e pela aplicação de filtros específicos, no intuito de melhorar a exposição dos dados

de subsuperfície, facilitando assim a integração com a geologia. O uso de tais filtros visa atenuar ou

realçar as estruturas e feições específicas em função do que se deseja clarificar sobre a área com o auxílio

da geofísica.

Os mapas gerados foram Campo Anômalo (CA), Amplitude do Sinal Analítico (ASA) e

Derivada Horizontal em X, Y e Z, num total de cinco mapas temáticos magnetométricos.

A utilização de magnetofácies permite visualizar possíveis limites entre cráton e faixa móvel,

haja vista que é feita a divisão da região em alta, média e baixa anomalia magnética. As magnetofácies

muitas vezes são correspondentes às unidades litodêmicas dos mapas geológicos, uma vez que,

conforme já foi visto, a magnetometria permite uma inferência sobre a composição litológica, pela

resposta magnética dos elementos componentes dos minerais. Segundo Thompson (1982), as

http://rst.gsfcnasa.gov/


37

informações magnéticas de um corpo permitem também a suposição de sua forma geométrica e sua

profundidade.

A natureza dipolar dos dados expostos no mapa CA permite com que este seja utilizado como

ferramenta auxiliar na interpretação das anomalias magnéticas, de forma que a fonte original da

anomalia encontra-se sempre entre um alto e baixo magnético (Telford et al. 1990, Kearey 2009).

Os demais mapas temáticos (Amplitude o Sinal Analítico e gradientes) são tratados no software,

já apresentam portanto os dados são apresentados em formato corrigido e monopolar, permitindo uma

visualização mais direta e precisa. Uma vez que no mapa Amplitude o Sinal Analítico (ASA) as

anomalias são projetadas na superfície é possível visualizar em planta o que se encontra em

subsuperfície. Sendo assim a maior parte da interpretação da geologia regional é feita tendo como base

o mapa ASA e seu desenvolvimento se dá por intermédio de traçados de lineamentos e divisão da área

mapeada em magnetofácies de baixa, média e alta anomalia magnetométrica. A figura 4.2 expõe um

fluxograma das etapas de elaboração dos mapas temáticos.


38

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

gerados: CA – Campo Anômalo; ASA – Amplitude do Sinal Analítico; Dz – Primeira Derivada Vertical; Dx –

Primeira Derivada Horizontal e Dy – Primeira Derivada Vertical.

A porção central da região de estudo foi mapeada em um trabalho recente de autoria de Peixoto

(2017). O mapa preliminar cedido pela autora encontra-se a seguir, de forma a ilustrar melhor a análise

qualitativa dos mapas geofísicos elaborados para este trabalho.


39

Fig

ura

4.3

– M

apa g

eoló

gico

-estrutu

ral integ

rado

da p

orção

central d

a área corresp

ond

ente

(Peix

oto

20

17

).


40

Por meio da análise do mapa de amplitude do sinal analítico dividiu-se a região mapeada em

três diferentes magnetofácies (Figura 4.4), denominadas domínios A (alta magnetização), B (baixa) e M

(média), com suas características detalhadas no quadro 4.1.

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

O quadro 4.1 indica o valor magnetométrico para cada domínio (A, B e C), caracterizando-os

geofisicamente e realizando ao mesmo tempo uma analogia com o mapa geológico integrado utilizado

neste estudo. É importante ressaltar que a magnetometria mostra feições que estão em profundidade, o

que muitas vezes resulta em não correspondência com a litologia aflorante na área.


41

Domínio Valor magnetométrico

(nT/m)

Características

geofísicas Litologia

A

Alto (772.101 a

3534.840)

Anomalias de altas

amplitudes indicando

alta susceptibilidade

magnética.

Comprimento de onda e

frequência moderados

Diversas unidades: Grupo Serra do

Inhaúma (xistos, metaturbiditos e

quartzitos); Formação Nova Aurora

e correlatos (metadiamectitos,

xistos, quartzitos, formações

ferríferas, metaturbiditos); dentre

outros

M Médio (567.085 a

772.100)

Anomalias de

amplitudes

intermediárias indicando

moderada

susceptibilidade

magnética.

Comprimento de onda e

frequência moderados

Alguns representantes de

sedimentos aluvionares, eluvionares

e coluvionares, em sua maioria

B Baixo (80.450 a 567.084)

Anomalias de baixas

amplitudes indicando

baixa susceptibilidade

magnética.

Comprimento de onda

alto e baixa frequência

Representante mais relevante é o

Grupo Sítio Novo, constituído por

metarenito

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

superfície.

A figura 4.5 consiste no mapa magnetométrico ASA com a exibição dos lineamentos geofísicos

visualizados traçados e o diagrama de rosetas correspondente, indicando a direção principal de

lineamentos, que é bastante variada, sobressaindo as direções leste-oeste e norte-sul.

Observando o domínio de alta magnetização, indicado na figura 4.4, percebe-se sua relação

direta com grande parte dos lineamentos geofísicos traçados (Figura 4.5), principalmente aqueles

ligados às zonas de cisalhamentos Itapebi-Chapada Acauã nas porções NW e NE do mapa, bem como


42

ao arco central, denominado Saliência Rio Pardo, marcando de forma bem direta sua geometria côncava,

no centro. O grande baixo estrutural encontrado na porção SE do mapa corresponde provavelmente a

uma região de preservação de uma grande calha sedimentar, fora da área principal de estudos.

Figura 4.5 – Mapa magnetométrico ASA com correspondentes lineamentos visualizados e indicação da roseta de

lineamentos total da área.

Os lineamentos traçados, em total de 914 são resumidos pelo diagrama de rosetas da figura 4.5

e correspondem à região total mapeada. A fim de melhor representar as direções dos lineamentos

geofísicos e relacioná-los às estruturas de interesse (Saliência Rio Pardo, ZC de Itapebi e ZC Chapada

Acauã), foram então definidas rosetas específicas para cada feição, representadas nas figuras junto aos

mapas. É importante ressaltar que o diagrama utilizado aqui considera a direção dos lineamentos e

também seu comprimento, desta maneira os dados representados pelas rosetas são completos e foram

devidamente interpretados, mesmo que visualmente possam aparecer de forma destoante na imagem dos

mapas.

No interior do mapa ASA (figura 4.5) há uma tendência de lineamentos em formato de arco

bastante nítida, do qual uma porção será representado posteriormente em roseta própria.


43

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.

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.


44

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

Chapada Acauã. Roseta das direções principais dos lineamentos nessa mesma área.

4.3.2 Gravimetria

Os dados gravimétricos obedeceram à seguinte rotina:

Figura 4.9 – Fluxograma do processamento dos dados gravimétricos.


45

Na elaboração dos mapas gravimétricos, foram confeccionados dois: o mapa free-air, que foi o

obtido diretamente por meio dos dados do projeto, e o mapa Bouguer, que mostras as anomalias

Bouguer. Ambos os mapas estão expostos na figura 4.10.

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

Assim como foi descrito no capítulo sobre metodologia, algumas correções são realizadas aos

dados gravimétricos, a fim de se ter uma noção mais precisa sobre a densidade das rochas da área. O

terreno da região, por incluir serras por exemplo, é bastante irregular. A interpretação geofísica das

densidades das rochas sem as correções Bouguer torna-se difícil, sendo preferível utilizar o segundo

mapa para realizar interpretações, diminuindo assim a probabilidade de erros.


46

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

magnetométrico ASA. Observe como há correspondência entre os lineamentos, indicando alta profundidade.

Na figura 4.11, observam-se os lineamentos geofísicos magnetométricos sobre o mapa

gravimétrico, sendo que há bastante correspondência. Uma análise mais profunda das relações entre

geofísica e a geologia da área será realizada no capítulo de discussões.

Os métodos geofísicos sempre devem ser utilizados de forma comparativa, com no mínimo dois

métodos diferentes, a fim de gerar uma interpretação mais precisa. Assim, neste trabalho optou-se por

comparar as respostas magnetométricas e gravimétricas. Na figura 4.12, pode-se observar melhor a

comparação das diferentes respostas.


47

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

A porção a leste do mapa gravimétrico (Figura 4.12), em tons fortes de vermelho e rosa indica

que se trata de região extremamente densa, de porção mantélica. Essa conclusão só é possível

comparando ambos os mapas. A região é de constituição bastante densa e ao mesmo tempo magnética,

o que torna coerente tal afirmação. Já a porção a oeste do mapa apresenta tons de azul e verde,

sinalizando baixa densidade, o que sugere espessa camada de sedimentos, por exemplo.


48

CAPÍTULO 5

5 ANÁLISE QUANTITATIVA

5.1 INTRODUÇÃO

O objetivo precípuo deste capítulo é expor de forma clara e simplificada o processo de

interpretação quantitativa realizada neste trabalho, cujo propósito é estimar as profundidades médias das

fontes das anomalias, tanto magnéticas quanto gravimétricas, suas feições, geometrias e estruturas.

Dessa forma foi utilizado o processo de Deconvolução de Euler em perfis (2D), que realiza operações

matemáticas com o intuito de homogeneizar as funções matemáticas em coordenadas cartesianas. Após

essa aproximação matemática foi então realizada uma interpolação destes perfis a partir da rotina de

krigagem, utilizando o software ArcScene, com a finalidade de gerar uma modelagem tridimensional da

área de estudo.

5.2 METODOLOGIA

Com o auxílio do software Euler 1.00, desenvolvido pela School of Geosciences of University

of the Witwatersrand, efetuaram-se as inversões dos dados geofísicos. O processo realizado pelo

software utiliza o método de inversão pelos mínimos quadrados que, descrito de forma simples, consiste

em empregar os valores de anomalia e um índice estrutural (grau de liberdade) escolhido para resolver

as equações de Euler, o que resulta em sintéticas soluções da profundidade e da posição geográfica de

fontes de anomalia existentes numa área.

Analisando o mapa ASA, seus lineamentos e principalmente as estruturas presentes na região,

por meio do software ArcMap, observou-se a melhor direção de processamento dos dados, optando-se

por gerar uma malha na direção W-E. A análise feita aqui é regional e para maior compreensão das

estruturas locais diferentes direções devem ser escolhidas. A maior parte das feições de interesse para

este estudo encontram-se orientados na direção norte-sul, justificando a escolha do processamento. A

designação da direção correta garante uma melhor representatividade das estruturas que serão

observadas. A mesma direção e sentido foram escolhidos para o processamento dos dados gravimétricos.

Dessa forma, foram então traçados 30 perfis em cada mapa (magnetométrico e gravimétrico) na

direção E-W, equidistantes a 10km, em uma área de aproximadamente 535km de comprimento, 332km

de largura, num total de 856.128km² de extensão. Os perfis seguem de 1 a 30 em cada mapa, do sul ao

norte da imagem (Figura 5.1 A e B, respectivamente).


50

A)

B)

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


51

Os perfis foram importados para o software Oasis Montaj, submetidos à rotina grid profile e

assim foram extraídos os dados de anomalia das linhas. Essa etapa cria um novo banco de dados, na

intenção de evitar possíveis problemas no banco de dados original e possibilita também a nomeação de

cada nova linha.

O sentido escolhido na direção de processamento utilizada foi o de oeste para leste, exportando

os dados adquiridos no formato “.csv”. Tais dados foram então convertidos para um novo formato “.dta”,

isso foi necessário pois essa extensão de arquivo pode ser utilizada no software Euler 1.0, necessário na

próxima etapa. Em sequência na interface do Euler 1.0, abre-se o arquivo que contém os dados dos

perfis e seleciona-se a opção para trabalho, no caso a amplitude do sinal analítico, o que torna necessário

informar a altura de voo do levantamento aéreo. Desse ponto em diante é efetivamente realizado o

processamento dos dados, informando índice estrutural, o tamanho da janela e a profundidade máxima

desejadas. Neste trabalho utilizou-se o índice estrutural 1, tamanho da janela 11 e profundidade máxima

de 30000 metros para magnetometria e 130000 para gravimetria (Figura 5.2).

Os dados processados foram importados para o software ArcMap, no intuito de realizar então a

rotina merge e unir todos os perfis, que antes eram tratados separadamente, como um único dado do tipo

shapefile. O último processo que efetivamente gera um modelo tridimensional da área é denominado

krigagem e é realizado no software Arcscene.

5.3 APRESENTAÇÃO DOS RESULTADOS

A interpretação do total de 60 perfis foi então realizada. Constatou-se resultados magnéticos

expressivamente profundos, com estruturas atingindo até 22km. Sendo a área de estudo bastante extensa

e considerando a grande quantidade de perfis realizados, optou-se por escolher perfis representativos de

feições importantes do terreno, especialmente aqueles que interceptam as estruturas Saliência Rio Pardo

e as ZC de Itapebi e Chapada Acauã. Dessa forma, foram analisados 8 perfis, de números 1, 9, 19 e 22,

em cada um dos mapas, a fim de comparar os resultados obtidos em locais de ocorrência de feições

importantes; os perfis escolhidos favorecem a visualização da geometria em profundidade e interceptam

anomalias magnéticas e gravimétricas.

O perfil 1 encontra-se no extremo sul da região, fora da área mapeada geologicamente usada

como referência. Em ambos os mapas é possível visualizar feições e estruturas em profundidade (Figuras

5.2 e 5.3). Seguindo de oeste para leste é possível visualizar no ASA uma extensa região com rasas

anomalias, no mapa Bouguer essa mesma área apresenta densidade bem baixa. Aproximadamente na

metade do perfil é possível distinguir uma estrutura profunda semelhante a uma falha (visualizada no


52

ASA), de cerca de 3000 metros de alcance. É possível observar também estruturas do tipo dobra, com

geometria típica e distinta em perfis geofísicos em profundidade.

O perfil 9 é localizado na porção sul da área do mapa (Figuras 5.4 e 5.5), já incluso no mapa

geológico base. Na porção oeste do perfil é possível distinguir dobrar retrabalhadas, inversas (ASA) que

coincidem com a área do Cinturão de Cavalgamentos da Serra do Espinhaço. No mapa Bouguer, da

metade do perfil em direção a leste é possível visualizar estruturas arredondadas em profundidade, quase

3700 metros de profundidade semelhantes a dobras

O perfil 19 (Figuras 5.6 e 5.7) por sua vez é bastante representativo das estruturas cujo enfoque

é dado neste trabalho. As estruturas visualizadas em ASA encontram-se a no máximo 7500 metros de

profundidade e começam a correspondência com o mapa geológico a oeste. É possível perceber

evidências de cisalhamento, na região correspondente à ZC Chapada Acauã, em perfil a estrutura

aparece inclusive evidenciando “degraus”, zona essa pela qual houve provavelmente a inserção de

fluidos que deram origem às altas anomalias magnetométricas locais. No Bouguer as anomalias

encontram-se esparsas nessa área específica indicando uma alta profundidade, o que é condizente, uma

vez que as estruturas visualizadas no mapa magnetométrico encontram-se na zona de dobramentos mais

superficial do que o embasamento, no entanto no mapa Bouguer é possível distinguir claramente a

geometria do embasamento regional, com estruturas arredondadas em formato de cunhas, que seria onde

depositaram-se os sedimentos da Faixa Araçuaí. No extremo leste do perfil no mapa Bouguer é possível

visualizar uma estrutura em formato de bacia com um alto valor de anomalia gravimétrica. Essa região

no mapa ASA corresponde a altas magnetométricos com presença de feições semelhantes a falhas.

O perfil 22 é o localizado mais a norte na imagem (Figura 5.8 e 5.9) e no ASA destaca-se por

expor estruturas em profundidade semelhantes a dobras, correspondentes com baixas e intermediárias

anomalias magnéticas. No mapa Bouguer, mais uma vez a leste, é possível visualizar a estrutura em

formato de cunha, correspondente a um alto gravimétrico.


53

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61

5.4 VISUALIZAÇÃO EM 3D

Seguindo a deconvolução realizada nos 60 perfis, realizou-se a interpolação dos dados por meio

da rotina de krigagem, no software ArcScene 10.3 para assim gerar dois modelos 3D da área, um

correspondente às anomalias magnetométricas e outro correspondente às anomalias gravimétricas. Esses

modelos permitiram a melhor visualização dos lineamentos e anomalias em profundidade,

correlacionando-os com as anomalias observadas no plano bidimensional, no caso da magnetometria o

modelo inclusive mostra a topografia em profundidade das rochas com alta susceptibilidade magnética.

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

anomalias magnéticas. Legenda em metros.

A partir da análise tridimensional, de uma forma geral observa-se que as anamolias magnéticas

da área encontram-se distribuidas em diferentes profundidades destacando-se três conjuntos profundos


62

distintos: um na porção noroeste da área, que se mostra bastante profundo atingindo cerca de 20km, um

segundo conjunto na parte sul da área, com profundidades de cerca de 18km e uma anomalia profunda

no centro da região de interesse no mapa geológico, que não é distintamente um conjunto de anomalias,

mas mostra-se relevante ao trabalho.

As anomalias de maior susceptibilidade magnética encontram-se na porção central e nordeste

do mapa, relacionando-se como é esperado com corpos de menores profundidades, já as anomalias de

menor susceptibilidade localizam-se majoritariamente na porção sul e oeste da área e são associadas aos

corpos de maiores profundidades na região, sugerindo região de crosta profunda.

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.

No modelo 3D regional magnetométrico algumas anomalias ganham destaque pois apresentam-

se com profundidades consideráveis (Figura 5.11) e outras serão analisadas apesar de sua baixa

profundidade. O que se busca aqui é a melhor compreensão da relação existente entre as estruturas

mapeadas no trabalho realizado por Peixoto (2017) e essas anomalias vistas em 3D. Assim, realizou-se

sobre o mapa trideminsional planar a sobreposição e análise do mapa geológico com visualização em

plano bidimensional, o mapa estrutural da região (que na prática foi apenas extraído do mapa geológico

para uma visualização mais nítida). Destacaram-se dessa maneira cinco estruturas importantes,

denominadas A, B, C, D e E, considerando-se os contraste de anomalias que caracterizam o limite entre

o Cráton São Francisco e a Faixa Araçuaí. (Figura 5.12).


63

Figura 5.12 – Superposição do mapa tridimensional com visualização planar e o mapa estrutural da região, na

qual destacaram-se as estruturas A, B, C, D e E. Em azul é possível distinguir onde passa o limite Faixa-Cráton.

As estruturas A e B, na porção mais a oeste da área, apresentam-se em uma região de

profundidades relativamente rasas. A estrutura C apresenta-se no limite, margeando uma região de alta

e baixa profundidade. A estrutura D encontra-se numa zona bastante dobrada e marca novamente o

mesmo limite. A estrutura E encontra-se em região aonde dominam o cisalhamento.

A análise dos mapas gravimétricos fornece respostas em maiores profundidades (Figura 5.13).

É possível concluir que a região leste da área inteira possui material mais denso que na região oeste, o

que é coerente, já que a área está sotoposta à crosta oceânica. A porção oeste da região de estudos registra

valores baixos de densidade.


64

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

CAPÍTULO 6

6 DISCUSSÕES

Observando-se os resultados obtidos na geração do modelo 3D, podem-se definir quatro áreas

de interesse tectônico: limite cráton-faixa móvel, Saliência Rio Pardo, Zona de Cisalhamento Chapada

Acauã e Zona de Cisalhamento de Itapebi. Estas serão apresentadas a seguir.

6.1 LIMITE CRÁTON-FAIXA

O limite entre o Cráton São Francisco e a Faixa Araçuaí é frequente alvo de discussões, sendo

que a área de estudos abrange uma porção desse limite, a sul do Cráton. Alkmin et al. (1993, 2006)

defendem que o limite está associado a falhas reversas com rejeito notável e mergulhos de angulação

variável, e a sistemas transcorrentes, marcando a transição entre os cinturões orogênicos brasilianos e

as faixas de dobramentos e cavalgamentos associadas e as regiões cratônicas. A figura 6.1 ilustra a

resposta geofísica deste limite entre o Cráton São Francisco e a Faixa Araçuaí na área de estudos.

Figura 6.1 – Sobreposição dos mapas gravimétricos e magnetométricos ASA.

Essa feição em forma de arco, que se repete em profundidade, visto que a geometria é observada

nos mapas gravimétricos, Bouguer e Free Air, separa a parte a norte, cráton, da porção ao sul, a faixa

móvel. A alta concentração de material mais denso no interior da concavidade juntamente com alta


66

concentração de material magnético indica um espessamento crustal, condizente com a explicação de

Pedrosa-Soares et al. (2007) que sugere a origem do orógeno como ocorrida em duas fases: acrescionário

de margem continental ativa e colisional, com exemplos de depósitos de margem passiva, lascas

ofiolíticas, zonas de sutura, arco magmático, granitos sin-colisionais e plutonismo pós-colisional, com

espessamento crustal.

6.2 SALIÊNCIA RIO PARDO

Segundo Almeida et al. (1978) e Cruz & Alkmim (2006), a Saliência Rio Pardo é definida como

uma continuação geométrica do Cinturão de Cavalgamentos da Serra do Espinhaço Meridional, na qual

as estruturas alteram sua direção de NS para NE (Figura 6.2-A). Os autores sugerem a existência de dois

eventos que causaram 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. A Saliência

Rio Pardo nessa análise apresentou-se com variados lineamentos internos, que garantem ao diagrama

de roseta um aspecto diversificado de direções, porém claramente observa-se a mesma tendência (Figura

6.2-B)

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.


67

6.3 ZONA DE CISALHAMENTO DE ITAPEBI

A ZC de Itapebi conecta-se a leste com a Saliência Rio Pardo. A literatura trata suas falhas como

a delimitação cráton-faixa móvel. Observando a figura 6.3, delineiam-se facilmente tais falhas,

associando-as inevitavelmente a esse limite. De acordo com os mapas geofísicos gerados neste trabalho,

a ZC de Itapebi estende-se também para o interior do Cráton, mostrando-se evidente também em

profundidade, o que indica uma reativação de falhas mais antigas, provavelmente oriundas do evento

Transamazônico, como fontes causadores de estruturas mais recentes oriundas da geração do orógeno.

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

6.4 ZONA DE CISALHAMENTO CHAPADA ACAUÃ

Na área a leste da Serra do Espinhaço, dentro da área de estudos, Alkmim et al. (2006 e 2007)

citam a ocorrência frequente de falhas dúctil-rúpteis normais e tension gashes, que seriam de segunda

geração, superpondo-se dobras, zonas de cisalhamento e foliações da primeira fase de deformação, que

se associa ao transporte tectônico de vergência para oeste. A figura 6.4 -A ilustra melhor essa análise, o

que é coerente com o perfil 19 elaborado (Figura 5.6 e 5.7, no capítulo 5).


68

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

estruturas. O movimento de vergência para oeste tende a gerar estruturas NS.

Embora as estruturas supracitadas possuam respostas geofísicas coerentes com a literatura, suas

interpretações foram baseadas em uma análise geral de uma área extensa. Dessa forma, indica-se o

mapeamento geológico em escala de detalhe para um estudo minucioso de estruturas específicas.

CAPÍTULO 7

7 CONCLUSÕES

O trabalho consistiu na análise geológica-geofísica da porção norte da Faixa Araçuaí, onde se

encontra o limite com o Cráton São Francisco. A fim de melhor ilustrar o contexto geotectônico da área,

foram utilizados os métodos potenciais magnetométrico e gravimétrico, viabilizando a caracterização

das anomalias e a definição das estruturas em subsuperfície, dando ênfase principalmente àquelas

relacionadas às ZC Chapada Acauã, ZC de Itapebi e Saliência Rio Pardo.

A gravimetria, por analisar as influências da força de atração gravitacional sobre os materiais,

pode ser resumida em um simples registro da densidade de cada elemento em subsuperfície. Os dados

utilizados são provenientes de registro por satélite, no caso provenientes da missão TOPEX/POSEIDON.

Após o tratamento e geração dos mapas, a resolução obtida foi bastante satisfatória, gerando um novo

acervo de informações sobre o limite norte da Faixa Araçuaí, junto ao Cráton São Francisco.

Neste trabalho a gravimetria foi especialmente útil na caracterização de estruturas de caráter

regional e de alta profundidade, propiciando inclusive uma indicação da interface crosta-manto,

exemplificada por uma bacia na região sudeste da área. Estruturas profundas foram registradas nas zonas

de cisalhamento, mostrando assim a origem das falhas como sendo datada do evento Transamazônico,

anterior à Orogênese Brasiliana.

O mapa Bouguer apresenta alta anomalia na área leste da região estudada, indicando a

ocorrência de uma compensação isostática flexural na qual houve ascendência do manto, com maiores

valores de densidade média. O mesmo ocorre em zonas pontuais, indicando a ocorrência do mesmo

processo, porém em menor escala.

A magnetometria foi eficaz na delimitação dos principais lineamentos e na caracterização das

litologias da região. O mapa ASA apresentou valores anômalos contrastantes, altos nas regiões das zonas

de cisalhamento e da Saliência Rio Pardo e baixos em área de bacia e de magnetização muito profunda.

A concentração de lineamentos com direção NS, NW-SE e WE ocorreu nas regiões de altos valores de

anomalia magnética.

A confecção de mapas geofísicos configura ação relativamente simples, no entanto, suas

interpretações são essenciais para um profundo conhecimento da região de estudos, uma vez que

propiciam a reconstituição da história geológica de uma área. A região alvo encontra-se revestida por

intensa cobertura cenozoica, impedindo um mapeamento completo que explique a evolução tectônica,

algo solucionado pelo uso da geofísica.


70

Por meio desse trabalho constatou-se alto potencial para futuros estudos sobre a Zona de

Cisalhamento de Itapebi, uma vez que suas estruturas foram observadas em profundidade na região

cratônica. A análise da bacia precursora em maior detalhe nessa área específica agregaria melhores

explicações sobre a evolução tectônica do Orógeno Araçuaí e sua relação com o Cráton São Francisco,

sendo assim indicada como tema para posteriores interpretações.


71

8 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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