VANESSA BIONDO RIBEIRO - IAG
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UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO INSTITUTO DE ASTRONOMIA, GEOFÍSICA E CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS VANESSA BIONDO RIBEIRO Modelagem Geofísica do Complexo Alcalino de Tapira – MG v. 1 São Paulo 2011
Transcript of VANESSA BIONDO RIBEIRO - IAG
UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO
INSTITUTO DE ASTRONOMIA, GEOFÍSICA E CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS
VANESSA BIONDO RIBEIRO
Modelagem Geofísica do Complexo Alcalino de Tapira – MG
v. 1
São Paulo
2011
VANESSA BIONDO RIBEIRO
Modelagem Geofísica do Complexo Alcalino de Tapira – MG
v. 1
São Paulo
2011
Tese apresentada ao Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas da Universidade de São Paulo para obtenção de título de Mestre em Geofísica. Área de concentração: Métodos Potenciais Orientadora: Prof.ª Dr.ª Marta S. M. Mantovani
Ribeiro, Vanessa Biondo,
Modelagem geofísica do complexo alcalino de Tapira – MG. / Vanessa Biondo Ribeiro; orientadora Marta Silvia Maria Mantovani. – São Paulo, 2011.
117 f.: fig.
Tese (Mestrado – Programa de Pós-Graduação em Geofísica) – Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas da Universidade de São Paulo.
Gravimetria, Magnetometria, Inversão 3-D e Alcalina.
FOLHA DE APROVAÇÃO
Vanessa Biondo Ribeiro Modelagem Geofísica do Complexo Alcalino de Tapira Aprovado em:
Banca Examinadora
Prof. Dr._________________________________________________________
Instituição:_______________________Assinatura:_______________________
Prof. Dr._________________________________________________________
Instituição:_______________________Assinatura:_______________________
Prof. Dr._________________________________________________________
Instituição:_______________________Assinatura:_______________________
Tese apresentada Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas da Universidade de São Paulo para obtenção de título de Mestre em Geofísica. Área de concentração: Métodos Potenciais Orientadora: Prof.ª Dr.ª Marta S. M. Mantovani
Para Vinicius H. A. Louro e Joe.
AGRADECIMENTOS
À Prof.ª Dr.ª Marta S. M. Mantovani, que me orientou neste trabalho e foi mais do que um exemplo ao longo de todos esses anos.
Ao Prof. Dr. Wladimir Shukowsky, pelo apoio e valiosas discussões ao longo da elaboração deste trabalho.
Ao Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas pela oportunidade de realização do curso de mestrado.
À CODEMIG por ceder os dados do aerolevantamento da Área 7, imprescindíveis para a realização deste trabalho.
À Geophysical Inversion Facility da University of British Columbia por fornecer a licença do programa de inversão utilizado neste trabalho.
À CAPES e ao CNPQ pela concessão da bolsa de mestrado e pelo apoio financeiro para realização desta pesquisa.
Aos meus amigos Fábio Luis Dias e Fernanda Larrubia Yamashita por todo apoio, amizade e ombro ao longo de todos esses anos. Irmãos que a vida me deu.
À minha família por toda compreensão e incentivo sem os quais eu não teria chegado até aqui.
Ao meu marido Vinicius, por todo amor, apoio, ajuda e debates indispensáveis a este trabalho.
Viva como se fosse morrer amanhã, aprenda como se fosse viver para sempre." – Gandhi
RESUMO
O complexo alcalino de Tapira é o mais meridional de uma série de intrusões contendo
carbonatitos na região do Alto da Paranaíba, MG. Neste trabalho foram empregados os
métodos gamaespectométrico e aeromagnético, obtidos através de aerolevantamentos
desenvolvidos pela CODEMIG (Companhia de Desenvolvimento Econômico de Minas
Gerais) ao longo da região. A partir dos dados de aeromagnetometria foram feitos modelos
com geometria 3-D da alcalina em subsuperfície. Foram aplicados os métodos de Redução ao
Pólo, Amplitude do Campo Magnético Anômalo, Integral Vertical do Sinal Analítico e Sinal
Analítico da Integral Vertical aos dados aeromagnéticos, visando minimizar ou atenuar a
atuação da componente remanescente nestes antes da inversão 3D. Os modelos 3D gerados
foram então comparados com o modelo obtido pela inversão dos dados gravimétricos
terrestres e com as informações disponíveis sobre a geologia do domo alcalino. Os dados
gamaespectrométricos foram utilizados para obter informações das principais estruturas e
litologias ao longo da região estudada, assim como analisar a resposta radiométrica da porção
aflorante da alcalina.
ABSTRACT
The alkaline complex of Tapira is the southernmost of a series of intrusions containing
carbonatites in the Alto do Paranaíba region, MG. The gamaspectrometric and magnetometric
methods, achieved through aerosurveys developed by CODEMIG (Minas Gerais Economic
Development Company) on Area 7 was used in this study. 3D geometrical models from
aeromagnetometry data were used to represent the alkaline in subsurface. The methods of
Reduction to the Magnetic Pole, Anomalous Magnetic Field Amplitude, Vertical Integral of
the Analytic Signal and Analytic Signal of the Vertical Integral were applied to the
aeromagnetic data, aiming minimizing or attenuating the remanent component before the 3D
inversion. The generated 3D models were compared with the one obtained by the inversion of
the ground gravimetric data using the available geological information over the alkaline
dome. The gamaspectrometric data were used to identify the signature of the main structures
through the studied region, so as to analyze the radiometric responser of the alkaline’s outcrop
portion.
INDICE
1. INTRODUÇÃO.................................................................................. 18
2. GEOLOGIA REGIONAL................................................................. 22
2.1 – PROVÍNCIA ÍGNEA DO ALTO PARANAÍBA (PIAP)......... 24
2.2 – GEOLOGIA DA FAIXA BRASÍLIA........................................ 24
2.3 – GEOLOGIA DO COMPLEXO ALCALINO-
CARBONATÍTICO DE TAPIRA......................................................
27
3. DADOS GEOFÍSICOS...................................................................... 31
3.1 – LEVANTAMENTO AÉREO.................................................... 31
3.1.1 – Aquisição dos Dados Aerogeofísicos............................ 32
3.1.2 – Teste dos Equipamentos................................................ 33
3.1.2.1 – Teste dos Altímetros.......................................... 33
3.1.2.2 – Testes com Amostras Radioativas no Solo....... 34
3.1.2.3 – Teste de Repetibilidade Radioativa................... 34
3.1.2.4 – Cálculo da Resolução dos Cristais Detectores
(downward e upward).......................................................
34
3.1.2.5 – Compensação Magnética Dinâmica.................. 35
3.2 LEVANTAMENTO GRAVIMÉTRICO..................................... 36
4. METODOLOGIA 40
4.1 – GAMAESPECTROMETRIA.................................................... 40
4.1.1 – Correção dos Dados Gamaespectrométricos................. 42
4.1.1.1 – Correção do Tempo Morto................................ 43
4.1.1.2 – Cálculo da Altura Efetiva de Vôo..................... 43
4.1.1.3 – Remoção do Background da Aeronave e
Cósmico............................................................................
43
4.1.1.4 – Remoção do Background do Radônio............... 44
4.1.1.5 – Correção do Efeito Compton............................. 45
4.1.1.6 – Correção Altimétrica......................................... 45
4.2 – MAGNETOMETRIA................................................................ 46
4.2.1 – Correção dos Dados Magnetométricos.......................... 49
4.2.1.1 – Correção do Erro de Paralaxe............................ 49
4.2.1.2 – Remoção da Variação Magnética Diurna.......... 50
4.2.1.3 – Remoção do IGRF............................................. 50
4.2.2 – Processamento dos Dados Magnéticos.......................... 51
4.2.2.1 – Amplitude do Sinal Analítico (SA)................... 51
4.2.2.2 – Amplitude do Campo Magnético Anômalo
(ACMA)...........................................................................
51
4.2.2.3 – Redução ao Pólo (RTP)..................................... 52
4.3 – GRAVIMETRIA........................................................................ 53
4.4 – INVERSÃO DOS DADOS MAGNÉTICOS E
GRAVIMÉTRICOS............................................................................
56
4.4.1 – Aplicação da Teoria de inversão 3-D aos Dados
Magnéticos e Gravimétricos......................................................
56
5. GAMAESPECTROMETRIA........................................................... 61
5.1 – RESULTADOS.......................................................................... 61
5.2 – DISCUSSÃO.............................................................................. 63
6. MAGNETOMETRIA........................................................................ 68
6.1 – RESULTADO DO PROCESSAMENTO DOS DADOS
MAGNÉTICOS...................................................................................
68
6.1.1 – Campo Magnético Total................................................ 68
6.1.2 – Amplitude do Sinal Analítico (AS)............................... 70
6.1.3 – Amplitude do Campo Magnético Anômalo
(ACMA).....................................................................................
71
6.1.4 – Redução ao Pólo (RTP)................................................. 73
6.1.5 – Integral Vertical do Sinal Analítico (VIAS) e Sinal
Analítico da Integral Vertical (ASVI).......................................
75
6.2 – INVERSÃO 3D DOS DADOS MAGNÉTICOS....................... 77
6.2.1 – Amplitude do Campo Magnético Anômalo
(ACMA).....................................................................................
78
6.2.2 – Redução ao Pólo (RTP)................................................. 80
6.2.3 – Sinal Analítico da Integral Vertical (ASVI).................. 82
6.3 – DISCUSSÃO.............................................................................. 85
7. GRAVIMETRIA................................................................................ 91
7.1 – PROCESSAMENTO DOS DADOS GRAVIMÉTRICOS........ 91
7.2 – INVERSÃO 3D DOS DADOS GRAVIMÉTRICOS................ 91
7.3 – DISCUSSÃO.............................................................................. 94
8. COMPARAÇÃO ENTRE OS MODELOS 3-D MAGNÉTICOS
E GRAVIMÉTRICOS.......................................................................
96
9. CONCLUSÃO.................................................................................... 102
9.1 – GAMAESPECTROMETRIA.................................................... 102
9.2 – MAGNETOMETRIA E GRAVIMETRIA................................ 103
10. REFERÊNCIAS................................................................................. 106
INDICE DE TABELAS
1. Dimensões e contrastes de susceptibilidades obtidas com os modelos
gerados pela inversão dos dados de ACMA, RTP e ASVI..................
84
2. Dimensões, em quilômetros, obtidas pelo modelo gerado a partir dos
dados de gravimetria............................................................................
92
INDICE DE FIGURAS
1. Distribuição do magmatismo na Província Paraná-Angola-Namíbia
(Etenkeda) (Placas Sul-Americana e Africana, oeste do
Supercontinente Gondwana com idade de cerca de 110 Ma) com
localização das ocorrências dos complexos alcalino-carbonatíticos
(COMIN-CHIARAMONTI et al., 2002). As siglas representam:
RGR – Elevação Rio Grande, WR – Crista do Walvis, APC –
Araguaia-Paranaíba-Cabo Frio, PGA – Arco de Ponta Grossa, RP –
Rio Piquirí, TS – Sinclinal Torres, RGA – Arco Rio Grande, MAS –
Arco Moçâmede...................................................................................
23
2. Mapa geológico simplificado da região de Tapira, Minas Gerais.
Modificado de Silva (2003). No mapa está indicado o Complexo
Alcalino de Tapira, assim como a localização da mineradora
Fosfértil e outras localidades na região................................................
26
3. Geologia do complexo de Tapira com base em testemunhos de
sondagem (“Pontos de vista” demarcados pelo autor). Modificado de
Brod (1999). Série Bebedourítica: B1 – predominância de
bebedouritos, B2 – predominância de apatita piroxenitos; S –
sienitos. Séries Carbonáticas: C1 a C5. A linha branca representa o
limite atual da mina..............................................................................
29
4. Perfil geológico da mina de Tapira, com o controle vertical dos tipos
de minério observados. Modificado de Brod et al. (2004)...................
30
5. Localização da Área 7 sobrevoada pela CODEMIG (mapa extraído
da pagina eletrônica da CODEMIG -
http://www.comig.com.br/site/content/parcerias/area_1.asp?id=10)..
31
6. Mapa da anomalia Bouger completa com as distribuições das
estações gravimétricas (cruzes em preto) medidas ao longo da área
estudada................................................................................................
39
7. Espectros de radiação gama mostrando a posição da janela de
energia referente a cada elemento (Modificado de FOOTE, 1968).....
41
8. Variação da contagem dos elementos radiométricos em função do
aumento da cobertura de água (0, 15, 30, 45 e 60 cm). Espectro do
minério de urânio, reproduzido de Dickin (1995)................................
42
9. Mapa da concentração radiométrica do Potássio (K)........................... 61
10. Mapa da concentração radiométrica do Tório (Th).............................. 62
11. Mapa da concentração radiométrica do Urânio (U)............................. 62
12. Mapa radiométrico ternário com coloração (R, G, B) = (K, Th, U).
Os índices 1 e 2 indicam a localização dos complexos alcalinos de
Tapira e Araxá, respectivamente. A – Sinforma de Araxá, B –
escama superior do Grupo Canastra, C e D – rochas e coberturas
fanerozóicas, E – escama intermediária e F – escama inferior do
Grupo Canastra, G – Zona de Cisalhamento da Canastra, H – Zona
de Cisalhamento do Alto Araguari, I – Zona de Cisalhamento da
Bocaina.................................................................................................
64
13. Mapa do campo magnético anômalo observado para a região da
alcalina de Tapira.................................................................................
69
14. Mapa da Amplitude do Sinal Analítico da região da alcalina de
Tapira. Observe-se o perfil AB traçado na direção N-S para fins de
análise...................................................................................................
70
15. Gráfico obtido para o perfil AB traçado sobre o mapa do Sinal
Analítico...............................................................................................
71
16. Mapa da amplitude do campo magnético anômalo obtido para região
estudada................................................................................................
72
17. Mapa da ACMA com a sobreposição dos contornos das principais
litologias observadas para o domo alcalino de Tapira, descritas por
Brod (1999)..........................................................................................
72
18. Mapa da Redução ao Pólo Magnético (RTP) calculada através do
software Oasis Montaj 6.4.2 (GEOSOFT, 1994).................................
73
19. Mapa da Redução ao Pólo Magnético (RTP) calculada pela
implementação do algoritmo desenvolvido por Fedi et al. (1994).......
74
20. Mapa da RTP calculada através do script desenvolvido por Fedi et
al. (1994), com a sobreposição dos contornos das principais
litologias observadas para o domo alcalino de Tapira, descritas por
Brod (1999)..........................................................................................
75
21. Mapa da Integral Vertical do Sinal Analítico, calculada a partir dos
dados do campo magnético total..........................................................
76
22. Mapa do Sinal Analítico da Integral Vertical (ASVI) calculada a
partir dos dados do campo magnético total..........................................
77
23. Modelo 3-D da distribuição da susceptibilidade magnética obtida
pela inversão dos dados de ACMA. A legenda de contraste de
susceptibilidade está em unidades do SI..............................................
79
24. Corte horizontal do modelo 3-D da distribuição de susceptibilidade
gerado a partir da inversão dos dados de ACMA. Este corte
intercepta o eixo horizontal sob a coordenada 309150 E. A legenda
de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI.....................
79
25. Corte da parte norte e leste do modelo de distribuição da
susceptibilidade gerado a partir dos dados de ACMA. As setas
indicam a localização dos complexos C-1, C-2 e S. A legenda de
contraste de susceptibilidade está em unidades do SI..........................
80
26. Modelo 3-D da distribuição da susceptibilidade magnética obtida
pela inversão dos dados de RTP. A legenda de contraste de
susceptibilidade está em unidades do SI..............................................
81
27. Corte horizontal do modelo 3-D da distribuição de susceptibilidade
gerado a partir da inversão dos dados de RTP. Este corte intercepta o
eixo horizontal sob a coordenada 308400 E. A legenda de contraste
de susceptibilidade está em unidades do SI.........................................
81
28. Corte da parte norte e leste do modelo de distribuição da
susceptibilidade gerado a partir dos dados de RTP. As setas indicam
a localização dos complexos C-1, C-2 e S. A legenda de contraste de
susceptibilidade está em unidades do SI..............................................
82
29. Modelo 3-D da distribuição da susceptibilidade magnética obtida
pela inversão dos dados de ASVI. A legenda de contraste de
susceptibilidade está em unidades do SI..............................................
83
30. Corte horizontal do modelo 3-D da distribuição de susceptibilidade
gerado a partir da inversão dos dados de ASVI. Este corte intercepta
o eixo horizontal sob a coordenada 308300 E. A legenda de
contraste de susceptibilidade está em unidades do SI..........................
83
31. Corte da parte norte e leste do modelo de distribuição da
susceptibilidade gerado a partir dos dados de ASVI. As setas
indicam a localização dos complexos C-1, C-2 e S. A legenda de
contraste de susceptibilidade está em unidades do SI..........................
84
32. Mapa da anomalia Bouguer residual observada para a área estudada. 92
33. Modelo 3-D da distribuição da densidade obtida pela inversão dos
dados de gravimetria medidos na região da alcalina de Tapira............
93
34. Corte horizontal do modelo 3-D da distribuição de densidade gerado
a partir dos dados de gravimetria. Para tal foi considerado um perfil
localizado na coordenada 307942E......................................................
93
35. Sobreposição do modelo 3-D gerado pelos dados de ACMA
(vermelho) e gravimétrico (azul)..........................................................
97
36. Sobreposição do modelo 3-D gerado pelos dados de RTP (verde) e
gravimétrico (azul)...............................................................................
98
37. Sobreposição do modelo 3-D gerado pelos dados de ASVI
(magenta) e gravimétrico (azul)...........................................................
98
18
1. INTRODUÇÃO
As rochas alcalinas são caracterizadas por apresentarem baixo teor de sílica e/ou
alumínio se comparado às altas concentrações de álcalis (SLAVEC et al. 2001). Porém nem
todas as rochas alcalinas apresentam essas características, como é o caso dos carbonatitos que,
apesar de apresentarem pouca concentração de sílica, raramente são ricos em álcalis. Apesar
dessas rochas ígneas constituírem menos de 1% do total de rochas ígneas do planeta, a sua
importância econômica se deve a alta concentração de elementos incompatíveis e de grandes
raios iônicos como o Tântalo, Nióbio, Titânio e os Elementos de Terras Raras (ETR); bem
como a sua associação com depósitos de apatita e de diamantes (FITTON e UPTON, 1987).
O Complexo Alcalino de Tapira foi associado à Província Alcalina Minas-Goiás, na
porção então denominada Província do Alto Paranaíba (RICCOMINI et al., 2005). A partir da
utilização do método K-Ar, aplicado a micas (muscovitas), Sonoki e Garda (1988) obtiveram
idades de 85.6 e 87.2 Ma para a intrusão. Essas idades situaram a formação do corpo alcalino
no Cretáceo Superior.
O estudo da distribuição dos elementos radioativos numa determinada área permite
identificar as principais estruturas geológicas e, em alguns casos, também traçar subgrupos
dentre as litologias identificadas. O método gamaespectrométrico é aqui utilizado para mapear
a distribuição dos principais elementos radioativos naturais (K, U e Th).
Como exemplos da aplicação de dados gamaespectométricos com essa finalidade,
podem ser citados os trabalhos: Dickson e Scott (1997), Irvine e Smith (1990), Blum et al.,
2003; Silva (2006); Ferreira et al., (2009).
19
Neste trabalho a resposta gamaespectométrica é analisada para a região da alcalina de
Tapira, sendo esses dados confrontados com a geologia local. Rochas magmáticas máficas ou
ultramáficas aflorantes, como no caso em estudo, possuem uma resposta gamaespectométrica
característica, apresentando contagens de tório e urânio mais elevadas do que as observadas
para a rocha encaixante (DICKSON e SCOTT, 1997). Adicionalmente a alcalina está
localizada numa região marcada pela presença de falhas de calvagamento do Cinturão Móvel
Brasília (RIBEIRO, 2008), constituindo mais um motivo de relevância em analisar a resposta
obtida por esse método.
Os depósitos de origem magmática são responsáveis por 10 a 20% da produção mundial
de fosfato nos últimos 10 anos (SOUZA, 2009). Além do fosfato, os complexos alcalinos,
como o caso estudado, apresentam ainda potencial para exploração de nióbio, titânio e
elementos de terras raras (ETR). Devido a sua importância econômica, uma vez identificada a
presença do corpo, busca-se determinar seu volume e, portanto, sua geometria em sub-
superfície. Para tal, utilizam-se metodologias geofísicas, com parâmetros físicos
característicos das rochas para inferir modelos tridimensionais desses corpos.
A aeromagnetometria e a gravimetria são métodos geofísicos que permitem delimitar
lateralmente a fonte de uma anomalia, em relação à rocha encaixantes, a partir dos contrastes
de magnetização ou de densidade observados entre elas. Quando o contraste é significativo,
esses métodos podem se tornar mais adequados para o estudo de intrusões magmáticas,
mesmo se comparado aos métodos sísmicos (VIGNERESSE, 1995).
Vários trabalhos vêm sendo realizados com esse objetivo, sendo que alguns dos
principais complexos alcalinos da região S-SE do Brasil já foram detalhados (SLAVEC et al.,
2001; MANTOVANI et al., 1999 e 2005; RUGENSKI, 2006).
No presente trabalho também foram utilizadas essas duas metodologias para o estudo da
geometria do Complexo Alcalino de Tapira. Através dos dados aeromagnéticos, nota-se que a
20
alcalina de Tapira é caracterizada por uma anomalia magnética com polarização reversa, que
circunda outra anomalia menor, porém com polarização normal. Esse comportamento
evidencia a presença de uma forte magnetização remanescente associada à anomalia externa.
Diversos autores vêm tentando desenvolver uma técnica que permita inverter os dados
magnéticos com geometria 3-D diretamente dos dados observados em campo, e que
independa da direção da magnetização total do corpo magnético. Porém, até o momento,
ainda não foi obtida uma técnica absoluta para inversão de dados com magnetização
remanescente intensa. Por isso neste trabalho optou-se por comparar diversas técnicas que
permitem minimizar a atuação da magnetização remanescente nos dados magnéticos, antes da
sua inversão. Os métodos considerados foram: Redução ao Pólo Magnético (RTP)
considerando os algoritmos de Baranov (1957) e Fedi et al. (1994); Amplitude do Campo
Magnético Anômalo (ACMA) apresentado por Shearer (2005); Integral Vertical do Sinal
Analítico (VIAS) e Sinal Analítico da Integral Vertical (ASVI) descritos por Paine et al.
(2001).
Os modelos 3-D obtidos a partir dos dados aeromagnéticos reduzidos pelos métodos
citados, foram comparados com as informações geológicas e com o modelo gravimétrico
obtido do levantamento terrestre efetuado na região (RIBEIRO, 2008) para a escolha do
modelo que melhor representa o comportamento da intrusão em subsuperfície. Com base
nesse modelo foi calculado o volume aproximado do corpo de estudo e sua localização em
profundidade.
Nos capítulos que seguem apresenta-se uma descrição sucinta da geologia regional da
área (cap. 2), das principais características dos levantamentos (aéreo e terrestre - cap. 3) e das
metodologias empregadas (gamespectrometria, magnetometria e gravimetria - cap. 4). No
capítulo 5 são apresentados os resultados da aplicação da gamaespectrometria à região de
estudo e a identificação das principais estruturas superficiais e litologias. A análise dos mapas
21
magnetométricos obtidos a partir das técnicas consideradas, assim como os modelos 3-D
gerados e a comparação entre estes, é descrita no capítulo 6. A análise dos dados obtidos pela
gravimetria e o modelo gerado pela inversão desses dados são apresentados no capítulo 7. A
comparação entre os modelos gerados por esses métodos encontra-se no capítulo 8. As
considerações finais do trabalho encontram-se no capítulo 9.
22
2. GEOLOGIA REGIONAL
Segundo Gomes et al. (2006), a intrusão dos complexos alcalinos e alcalino-
carbonatíticos observados na região sudeste brasileira é claramente controlada pelos
lineamentos tectônicos da plataforma sul-americana (Figura 1). Essas intrusões encontram-se
distribuídas em diferentes províncias, localizadas ao redor da Bacia do Paraná (ALMEIDA,
1983; COMIN-CHIARAMONTI e GOMES, 2005). Uma tectônica semelhante pode ser
observada no continente africano, na região da Angola (Arco de Moçâmedes) e Namíbia
(Damara belt).
As ocorrências brasileiras do Arco de Ponta Grossa (Barra do Itapirapuã, Jacupiranga,
Juquiá e Mato Preto), Santa Catarina (Anitápolis e Lages) e São Paulo (Ipanema), assim como
as províncias africanas do Arco de Moçâmedes e Damaraland apresentam idades de
aproximadamente 130 Ma, sendo associadas ao Cretáceo Inferior (MORBIDELLI et al.,
1995; MILNER et al., 1995; ALBERTI et al., 1999; COMIN-CHIARAMONTI et al.; 1999;
RUBERTI et al., 2005). Segundo Enrich et al. (2006), essas ocorrências são contemporâneas à
volumosa presença de basaltos continentais toleíticos da província Paraná-Etedenka.
As intrusões mais recentes, por sua vez, ocorreram após a ruptura do supercontinente
Gondwana, com idades entre 90 e 36 Ma (Cretáceo Superior a Terciário). Essas manifestações
incluem as províncias brasileiras de Serra do Mar (Monte de Trigo), Poços de Caldas, Alto
Paranaíba (Catalão, Salitre, Barreiro, Tapira), assim como a ocorrência de Lages
(MORBIDELLI et al., 1995; GIBSON et al., 1995; COMIN-CHIARAMONTI et al., 1999;
ULBRICH et al., 2002).
23
Figura 1. Distribuição do magmatismo na Província Paraná-Angola-Namíbia (Etenkeda) (Placas
Sul-Americana e Africana, oeste do Supercontinente Gondwana com idade de cerca de 110 Ma) com
localização das ocorrências dos complexos alcalino-carbonatíticos (COMIN-CHIARAMONTI et al.,
2002). As siglas representam: RGR – Elevação Rio Grande, WR – Crista do Walvis, APC – Araguaia-
Paranaíba-Cabo Frio, PGA – Arco de Ponta Grossa, RP – Rio Piquirí, TS – Sinclinal Torres, RGA –
Arco Rio Grande, MAS – Arco Moçâmede.
Em geral, os complexos alcalinos-carbonatíticos sul-americanos e africanos apresentam
um comportamento intrusivo/subintrusivo, com formatos subcirculares ou ovais, indicando
assim a presença de uma grande força que provocou a ascensão desse magma. Segundo
Comin-Chiaramonti et al. (2007) os dados geoquímicos indicam que os carbonatitos
associados a essas intrusões se originaram em processos de imiscibilidade de líquidos a partir
de magmas traquito-fonolitos.
24
Abaixo é apresentada uma descrição mais detalhada do Complexo Alcalino-
Carbonatítico de Tapira, localizado na Província Ígnea do Alto Paranaíba (PIAP) e objeto de
estudo neste trabalho.
2.1 – Província Ígnea do Alto Paranaíba (PIAP)
Gibson et al. (1995) descrevem a Província Ígnea do Alto Paranaíba (PIAP) como sendo
uma província potássica e alcalina com mais de 15.000 km2 de área, configurando-se como
uma das mais volumosas do mundo. A PIAP é comumente associada a uma zona direcional
NW-SE de rochas ígneas do Cretáceo Superior. Apresenta uma alta variedade de corpos
ígneos intrusivos como diques, plugs, diatremas, grandes complexos plutônicos; e extrusivos
como depósitos piroclásticos e fluxos de lavas (SILVA, 2008).
O complexo alcalino-carbonatítico de Tapira é uma das principais ocorrências de
complexos plutônicos observados ao longo da Província do Alto Paranaíba. Entre essas
ocorrências, podem ser citados ainda os complexos de Barreiro, Catalão I e II, Salitre I e II,
Serra Negra.
2.2 – Geologia da Faixa Brasília
O complexo de Tapira intrude as rochas do Cinturão Móvel Brasília, de idade
Neoproterozóico, adjacente ao Cráton do São Francisco.
25
Na região de Tapira, a Faixa Brasília exibe um conjunto de três escamas empurradas
sobre o Grupo Bambuí, delimitadas por falhas de cavalgamento e com características
litológicas distintas (SILVA et al., 2006). A constituição litológica destes domínios é:
1. Grupo Bambuí: marcado por filitos com lentes métricas de mármores cálcicos. As
condições metamórficas são de fácies xisto verde inferior (zona da clorita).
2. Escama Inferior (Grupo Canastra): apresenta na base quartzo-muscovita, xistos
intercalados por muscovita xistos, que em direção ao topo passam gradativamente a grafita-
muscovita xistos. Essas rochas são sobrepostas por quartzo-muscovita xistos, com
intercalações de quartzitos. No topo dessa escama ocorrem quartizitos puros a micáceos com
intercalações de quartzos xistos. As condições metamórficas são de fácies xisto verde inferior
médio (zona da clorita e da biotita).
3. Escama intermediária (Grupo Canastra): a base da escama é marcada por granada-
grafita-muscovita xistos de granulação fina intercalados a xistos grafitosos e granada-biotita-
muscovita xistos. Estes são sobrepostos por granada-grafita xistos, que passam
gradativamente a granada-mica xistos pouco grafitosos. No topo dessa escama ocorrem
quartzitos com intercalações métricas de quartzo-xistos, muscovita xistos e quartzitos
micáceos. As condições metamórficas são de fácies xisto verde superior (zona da granada).
4. Escama Superior (Grupo Araxá): o litotipo mais freqüente é granada-mica xistos, com
camadas métricas de granada-quartzo xistos e rochas meta-ultramáficas. As condições
metamórficas são de fácies anfibolito inferior.
A figura 2 representa um esboço da geologia na região da intrusão alcalino-carbonatítica
de Tapira.
26
Figura 2. Mapa geológico simplificado da região de Tapira, Minas Gerais. Modificado de Silva
(2003). No mapa está indicado o Complexo Alcalino de Tapira, assim como a localização da
mineradora Fosfértil e outras localidades na região.
27
2.3 – Geologia do Complexo Alcalino-Carbonatítico de Tapira
A partir da aplicação do método geocronológico Rb-Sr em flogopitas, Bizzi et al. (1991
e 1993) foram identificados dois grupos de idades para as rochas alcalinas (de filiação
kimberlitóide e carbonatítica) na região do Triângulo Mineiro; um com idades entre 119 a 117
Ma para as intrusões mais antigas, e outro entre 87 e 83 Ma para as mais recentes.
Estudos geocronológicos realizados por Sonoki e Garda (1988) situam a formação do
Complexo Alcalino-Carbonatítico de Tapira no Cretáceo Superior. A conclusão foi baseada
em datações K-Ar em micas que forneceram idades de 85.6 e 87.2 Ma de anos para a intrusão.
Essa idade aproxima a intrusão de Tapira do segundo grupo identificado por Bizzi et al. (1991
e 1993), associando assim a alcalina de Tapira às intrusões mais recentes do Arco do Alto
Paranaíba.
O complexo de Tapira é uma chaminé ultramáfica-alcalina-carbonatítica com
aproximadamente 35km2 de área, tendo uma extensão de aproximadamente 7.4 km no eixo
NE e 6.0 km na direção NW (figura 3).
Segundo Brod (1999), a intrusão deformou a rocha encaixante do grupo Canastra,
provocando o desenvolvimento local de disjunção colunar em quartizitos e produziu
cristalização de piroxenito sódico e feldspato em uma aureóla de fenitização restrita (figura
2). O contato do corpo intrusivo com a rocha encaixante é bastante vertical e irregular
(TAVARES et al., 2008).
Araújo et al. (2002) citam que são encontradas poucas áreas de afloramento sobre o
domo da alcalina de Tapira, sendo que, na maior parte destes ocorre uma cobertura ou manto
laterítico (com profundidade média de 30m) essencialmente argiloso, que mascara
completamente o material subjacente. Nas poucas áreas de afloramento, por sua vez, as rochas
mostram um adiantado estágio de decomposição. A coleta de amostras frescas para
28
estimativas em laboratório da densidade, susceptibilidade, ou magnetização total da intrusão é
extremamente difícil, ficando restrita a testemunhos de sondagem e a afloramentos no fundo
da mina (BROD et al., 2004).
Araújo et al. (2002) atribuem ao complexo de Tapira cerca de 80% de predominância do
piroxenito. A alcalina de Tapira é formada por diversas intrusões de rochas plutônicas
silicáticas e, em menor quantidade por carbonatitos. A série plutônica consiste na maioria de
bebedouritos (clinopiroxenito alcalino com biotita), com sienitos subordinados e rara presença
de dunitos (BROD et al., 2005). São identificadas também duas unidades de rochas
ultramáficas no complexo de Tapira: a unidade B1, que ocupa a maior parte do centro da
intrusão e é parcialmente circundada por B2 ao norte. Há ainda uma intrusão de sienitos de
granulação média (S) que ocorre na parte norte do complexo, assim como em pequenos plugs
espaçados (figura 3; BROD et al., 2005).
O magma primitivo do Complexo Alcalino de Tapira é ultrapotássico, possui uma forte
afinidade com kamafugitos (BROD et al., 2000) e sofreu diferenciação durante sua ascensão,
antes de sua intrusão. Prova disso é a presença de carbonatitos produzidos por imiscibilidade
de líquidos e por cristalização fracionada final (BROD, 1999; BROD et al., 2005). Esses
mecanismos petrogenéticos produziram assinaturas geoquímicas e mineralógicas distintas na
intrusão de Tapira, que podem ser usadas para identificar eventos específicos na evolução do
complexo, bem como para testar a cogeneticidade de carbonatitos e de rochas silicáticas
associadas.
29
Figura 3. Geologia do complexo de Tapira com base em testemunhos de sondagem (“Pontos de
vista” demarcados pelo autor). Modificado de Brod (1999). Série Bebedourítica: B1 – predominância
de bebedouritos, B2 – predominância de apatita piroxenitos; S – sienitos. Séries Carbonáticas: C1 a C5.
A linha branca representa o limite atual da mina.
No complexo alcalino, Brod (1999) e Brod et al. (2004) identificaram cinco episódios de
atividade carbonatítica. A maior e mais recente intrusão observada (C1) ocorre em B1, na
porção central da alcalina. Os carbonatitos de C2 são espacialmente associados aos sienitos
(S), ao norte do complexo, porém eles também ocorrem como diques dispersos e brechas ao
longo da alcalina. C3 e C4 são intrusões menores de sovitos (cálcio-carbonatitos com textura
grossa) ocorrendo próximo às margens norte e sul, respectivamente. C5, por sua vez, ocorrem
como diques e veios de forma lenticular difundidos em um estágio tardio.
Brod et al. (2004) associam o manto de intemperismo em Tapira à concentrações de
titânio, fosfato, nióbio, terras raras (ETR) e vermiculita. Segundo esses autores, a geologia da
30
mina instalada em Tapira consiste de material intemperizado proveniente principalmente de
piroxenitos.
A figura 4 apresenta um perfil geológico da mina de Tapira, mostrando o controle dos
tipos de minério, condicionados verticalmente pela intensidade do intemperismo.
Figura 4. Perfil geológico da mina de Tapira, com o controle vertical dos tipos de minério observados.
Modificado de Brod et al. (2004).
31
3. DADOS GEOFÍSICOS
3.1 – Levantamento Aéreo
O levantamento aéreo que compreende a região de Tapira corresponde à Área 7 (Figura
5) do projeto realizado pela Companhia de Desenvolvimento Econômico de Minas Gerais
(CODEMIG) entre 14/02/2006 e 31/10/2006.
Nesse aerolevantamento foram adquiridos dados de magnetometria e de
gamaespectometria cobrindo a região considerada. As linhas de vôo foram traçadas na direção
N-S com altura nominal de 100 m. O espaçamento utilizado entre essas linhas foi de 400m
enquanto que as linhas de controle, com direção E-W, foram adquiridas com intervalo de 8
km.
Figura 5. Localização da Área 7 sobrevoada pela CODEMIG (mapa extraído da pagina eletrônica da
CODEMIG- http://www.comig.com.br/site/content/parcerias/area_1.asp?id=10).
32
Os dados magnéticos fornecidos pela CODEMIG já haviam sido corrigidos da variação
diurna e do erro de paralaxe. Também foi realizado pela CODEMIG o nivelamento das linhas
de vôo.
A remoção do Campo Geomagnético Internacional de Referência (IGRF) foi efetuada a
partir da rotina incluída no software Oasis Montaj 6.4.2 (GEOSOFT, 1994). Essa rotina
consiste na definição da superfície de tendência que expressa o comportamento do campo
geomagnético internacional observado na área em estudo. Para o cálculo da superfície foi
considerada a altitude de 1000m, sendo esta referida ao ano de 2005 e atualizada para a data
de 15/06/2006 (época em que o aerolevantamento foi realizado).
Os dados gamaespectrométricos foram adquiridos considerando, simultaneamente,
quatro janelas de energias: potássio (1.37-1.57), tório (1.66-1.86), urânio (2.41-2.81) e
contagem total (referente a todas as emissões de raios gamas observadas para o intervalo de
energia de 0.41-2.81 MeV).
O processamento dos dados gamaespectrométricos feito pela CODEMIG obedeceu ao
procedimento recomendado pela Agência Internacional de Energia Atômica (IAEA, 1991).
3.1.1 – Aquisição dos Dados Aerogeofísicos
Para o levantamento gamaespectrométrico, a CODEMIG utilizou gamaespectrômetros
EXPLORANIUM, modelo GR-820, de 256 canais espectrais. Sendo que o espectro de cada
cristal foi analisado individualmente para a determinação precisa dos fotopicos de cada
elemento.
As leituras dos gamaespectrômetros foram realizadas com intervalo de um segundo,
representando medições a intervalos de aproximadamente 78 m no terreno.
33
A altura de vôo foi monitorada através de altímetros de radar e dos barômetros de
precisão incluídos no sistema aerogeofísico. Os radares altímetros e o barômetros de pressão
apresentam precisão de 5 pés e alcance de 2.500 pés.
A navegação ao longo do aerolevantamento foi efetuada através da utilização de GPS de
12 canais, da marca Trimble AgGPS 132.
Para o controle da variação diurna do campo magnético terrestre foram utilizados dois
magnetômetros portáteis GEM, modelo GSM-19 com resolução de 0.1 nT e envoltória de
ruídos em nível equivalente. As leituras do campo magnético total foram realizadas a
intervalos constantes de 3 segundos.
Medições magnetométricas realizadas em áreas urbanas podem apresentar ruídos
gerados por fontes próximas, como por exemplo, por objetos móveis (carro, caminhões, etc.)
e pela energia elétrica na fiação de postes. Para evitar o ruído observado em áreas urbanas, os
magnetômetros utilizados para medição da variação diurna foram instalados nos aeroportos de
Patos de Minas (MG) e Divinópolis (MG).
3.1.2 – Teste dos Equipamentos
3.1.2.1 – Teste dos Altímetros
Para testar os altímetros utilizados, a aeronave utilizada no aerolevantamento sobrevoa
consecutivamente sobre uma base de altitude conhecida. Para tal ela sobrevoa em alturas
crescentes de 200 a 800 pés, tendo como referência as leituras fornecidas pelo barômetro nas
passagens sobre a pista.
34
3.1.2.2 – Testes com Amostras Radioativas no Solo
Para verificar o comportamento do gamespectrometro, foram realizados testes com
amostras portáteis de urânio e tório antes e depois de cada vôo. As amostras são colocadas
sempre sobre o mesmo local, próximo aos cristais detectores, com a aeronave estacionada no
mesmo local.
3.1.2.3 – Teste de Repetibilidade Radioativa
Este teste é efetuado com a finalidade de verificar a repetibilidade e a consistência das
medições dos equipamentos geofísicos.
O teste de repetibilidade radioativa consiste na perfilagem sobre um mesmo segmento
de linha, antes do inicio e após o fim de cada vôo operacional. O segmento de linha
sobrevoado tem 5 km de extensão, localizados sobre a pista de pouso dos aeroportos
utilizados para as operações. Estes vôos são realizados considerando a altura nominal de 100
m.
3.1.2.4 – Cálculo da Resolução dos Cristais Detectores (downward e upward)
O monitoramento da resolução do cristal e do tubo fotomultiplicador é feito para manter
o controle de qualidade e detectar qualquer tipo de deterioração do sistema
gamespectrométrico. A resolução é a medida da precisão da energia dos raios gama registrado
pelo gamaespectrômetro, a qual é calculada em função de um elemento radioativo de
referência.
Para o cálculo da resolução, a CODEMIG utilizou o espectro do tório (208Tl) para os
cristais voltados para baixo (configuração downward looking). Para cristal voltado para cima
(upward looking) foi utilizado o espectro do césio (137Cs) como referência. O procedimento
para medir a resolução consiste em determinar as amplitudes a partir do fotopico do tório ou
35
do césio, dependendo do caso. A largura do pico (medida como número de canais) na metade
da amplitude máxima pode ser determinada. Esta largura é denominada full width at half
maximum (FWHM). A resolução é calculada por (GRASTY e MINTY, 1995):
( ) ( )picofotodocanal
canaisFWHMR...
100% ×= (1).
A resolução calculada levando em consideração o espectro de tório deve ser menor do
que 7%, enquanto que a resolução do cálculo feito para o arranjo upward continuation (em
função do césio) deve ser menos do que 12%.
3.1.2.5 – Compensação Magnética Dinâmica
A compensação magnética dinâmica consiste na eliminação do ruído induzido pelo
movimento da aeronave. O procedimento de compensação, realizado pela CODEMIG,
consiste na determinação de quatro conjuntos de coeficientes, obtidos para uma das direções
de vôo no levantamento.
Os efeitos produzidos em cada uma das direções de vôo são medidos pelos
magnetômetros fluxgate, instalados no stinger da aeronave. Estes magnetômetros são usados
para medir o acoplamento dos três eixos com o background do campo magnético na região.
As séries de movimentos efetuados pela aeronave (manobras do tipo roll, pitch e yaw)
são efetuadas para cada uma das direções de vôo. Essa série de manobras têm como objetivo
variar o acoplamento fluxgate/vetor campo, fazendo medições ao longo das diferentes
manobras e direções. Os dados são então processados com técnicas de regressão para
determinar o conjunto de coeficientes de compensação do sistema.
36
As manobras do tipo roll, pitch e yaw são efetuadas a altitude de 10.000 pés, em uma
área de gradiente magnético suave. Esses movimentos são realizados considerando ângulos de
10º a 12º, com duração de 30 segundos por manobra.
Para o cálculo e aplicação dos coeficientes obtidos, a CODEMIG utiliza o sistema
FASDAS. Esse sistema possui um software especialmente desenvolvido para efetuar os
cálculos da compensação magnética. A partir da aplicação dos coeficientes calculados nos
eixos X, Y e Z, os dados magnéticos brutos são compensados dos efeitos de “manobras”, os
quais poderiam interferir na medida do campo magnético.
O desempenho do sistema aeromagnético, determinado pela soma das amplitudes pico a
pico dos registros feitos, não pode exceder o valor de 2 nT após a correção da variação diurna.
3.2 – Levantamento Gravimétrico
O levantamento gravimétrico terrestre foi executado levando em consideração o estudo
especifico da alcalina de Tapira (RIBEIRO, 2008). O valor da gravidade obtido em cada
estação foi referido à Rede Gravimétrica Fundamental Brasileira (Observatório Nacional).
Para a implantação das estações gravimétricas foram utilizadas como vias de acesso não
apenas as estradas principais da região, como também vias secundárias e trilhas.
Na região de Araxá e Tapira não foram encontradas RN's da rede de nivelamento do
IBGE. Todas as medidas gravimétricas feitas foram referidas à Rede Gravimétrica
Fundamental Brasileira (RGFB), tomando como referência a EG nº. 012676 ARAXÁ, estação
tipo “B”, cota gravimétrica 978311.385 mGal, com incerteza de 0.016 mGal (ex.:
MANTOVANI et al. 2005).
37
É importante observar que para uma melhor conexão com a RGFB, os instrumentos
utilizados são calibrados de tempos em tempos, sobre a mesma linha de calibração do
Observatório Nacional (ESCOBAR et al., 1996).
Na aquisição de dados gravimétricos foi utilizado um gravímetro da marca LaCoste e
Romberg, modelo G com feedback aloid 100 (nº. de fabricação: #913) e um gravímetro da
marca LaCoste e Romberg, modelo G com feedback analógico (nº. de fabricação: #996). As
leituras experimentais foram obtidas diretamente em unidades de mGal, com precisão de
0,001 mGal e 0,04 mGal, respectivamente.
As coordenadas de cada estação gravimétrica foram determinadas através de um
receptor de posicionamento por satélite (GPS) de marca Trimble, modelo Basic e da marca
Garmin, modelo GPS V. Esses equipamentos foram utilizados na navegação durante o
levantamento, assim como no posicionamento dos pontos de coleta. A precisão na localização
de cada ponto depende da quantidade de satélites disponíveis no instante da medida, variando
de 15 a 50 m e de 7 a 25 m, para cada equipamento respectivamente. A propagação dessa
variação para o valor da gravidade resulta em uma incerteza inferior a 0,1 mGal, para essa
latitude.
O estudo da anomalia gravimétrica depende do conhecimento da altitude exata das
estações (RIBEIRO, 2008). Por isso, a elevação topográfica de cada estação foi determinada
pelo método barométrico com base fixa, obtendo-se assim o menor desvio para a
determinação da altura de cada estação. As medidas foram referidas diretamente à Rede de
Nivelamento do IBGE.
A base fixa utilizada nesse levantamento foi localizada na sede da Fosfértil (mineradora
responsável pela exploração de parte da alcalina). Essa base foi transportada da EG mais
próxima localizada na Igreja Matriz de Araxá, MG (19.59S, 46.94W).
38
Na base fixa foram realizadas medições de altimetria por pressão atmosférica,
temperatura e umidade a cada 15 minutos. Simultaneamente, na “estação itinerante” foram
realizadas medidas de altitude barométrica, umidade e temperatura, além da leitura
gravimétrica, para cada nova estação estabelecida.
Para as medições realizadas na base fixa, foram utilizados dois altímetros barométricos
digitais Air-DB Intellisensor e um altímetro analógico Thommen. Por sua vez, na estação
itinerante foram utilizados três altímetros barométricos Thommen. Em ambas as estações
(base fixa e itinerante) foram feitas medidas com psicrômetros de aspiração (Yope). Os
psicrômetros utilizam dois bulbos, um seco e outro úmido, para medir a temperatura e
calcular a umidade relativa do ar. O erro relacionado a esse método é de 0.5m,
correspondendo a uma variação de menos de 0,2 mGal no valor da gravidade obtido
(MCLINTOCK et al., 1994).
Ao longo do levantamento foram instaladas 282 estações gravimétricas, distribuídas
sobre o corpo alcalino e nas regiões próximas (figura 6).
Sobre a alcalina as estações foram dispostas com um intervalo de 1 km, enquanto que
nas áreas adjacentes ao domo as medições foram realizadas com um espaçamento de 2km, e
4km para as estações mais distantes; obtendo-se assim uma área maior para o cálculo do
campo regional. As medidas afastadas do domo foram utilizadas para obter o campo regional.
39
Figura 6. Mapa da anomalia Bouger completa com as distribuições das estações gravimétricas (cruzes
em preto) medidas ao longo da área estudada.
40
4. METODOLOGIA
4.1 – Gamaespectrometria
A desintegração de elementos radioativos pode liberar energia através da emissão de
partículas alfa (α), beta (β) e radiação gama (γ). Essa desintegração é gerada pela instabilidade
dos núcleos dos átomos desses elementos sob as condições naturais.
As principais fontes de radiação gama detectadas na superfície terrestre provêm da
desintegração natural do potássio (40K) e dos elementos das séries do urânio (238U) e do tório
(232Th) presentes na composição da maioria das rochas (COX, 1979; TELFORD et al., 1990;
DICKIN, 1995; FAURE, 1997). Entretanto, essa emissão pode ser detectada somente para
uma espessura limitada da camada rochosa mais superficial, considerando-se sua densidade e
perda de energia do raio gama ao atravessá-la. Sendo essa espessura de aproximadamente de
30 a 40 cm (MINTY, 1988; ULBRICH ET AL., 2002).
A contagem total de radiação (CT) é obtida pela medida de todos os raios gama dentro
da janela energética de 0,41-2,81 MeV. Dentro desse intervalo energético, cada elemento
radiométrico é associado a um canal energético onde as suas energias estão centradas (Figura
7). Os raios gama associados ao potássio (40K) se concentram no pico de energia de 1,46
MeV. Como os isótopos 238U e 232Th não emitem radiação gama, a concentração desses
elementos é estimada a partir da radiação liberada pelos produtos decorrentes do seu
decaimento radioativo: 214Bi (gerado pelo decaimento do urânio) e 208Tl (decaimento do
tório). As energias destes elementos apresentam picos de 1,76 e 2,615 MeV respectivamente
41
(KAPLAN, 1964; BLUM, 1999). As estimativas das concentrações de urânio e tório
geralmente são referidas na literatura como urânio equivalente e tório equivalente (GRASTY;
SMITH; MINTY, 1997; GUNN et al., 1998).
Figura 7. Espectros de radiação gama mostrando a posição da janela de energia referente a cada elemento (Modificado de FOOTE, 1968).
Segundo SILVA (2006), a penetratividade da radiação gama no solo é inversamente
proporcional à densidade do meio. Sendo assim, qualquer matéria contida entre o emissor e o
sensor pode afetar significativamente a captação dos raios gama. Entre os principais fatores
que influenciam as medidas, pode-se citar (GRASTY; SMITH; MINTY, 1997; GUNN et al.,
1998; BLUM, 1999):
– cobertura de solo (35 cm de solo são capazes de atenuar cerca de 95% da emissão
gama),
– vegetação densa (a vegetação é capaz de absorver esses elementos atenuando as
medidas de urânio e tório e diminuindo em até 15% as de potássio),
– umidade do solo (a presença de água fresca não-radioativa pode diminuir as medições
para quase zero – Figura 8),
42
– variações de temperatura atmosférica (que influencia a densidade do ar),
– umidade relativa, assim como a presença de nuvens e o fenômeno de inversão térmica,
que pode impedir a dissipação do radônio gerando falseamento dos dados (222Rn é gerado no
decaimento do urânio),
– grande variação topográfica e efeitos direcionais (quando a janela do detector não esta
paralela ao plano de medida).
Figura 8. Variação da contagem dos elementos radiométricos em função do aumento da cobertura de
água (0, 15, 30, 45 e 60 cm). Espectro do minério de urânio, reproduzido de Dickison (1979).
4.1.1 – Correções dos Dados Gamaespectrométricos
Para os dados gamaespectrométricos, a CODEMIG aplicou as correções de tempo
morto, cálculo da altura efetiva de vôo, espalhamento Compton, radiação de fundo (BKG) e
correção altimétrica. Como esses dados não apresentaram efeito de paralaxe, não foi
necessária a aplicação dessa correção.
43
As correções dos dados gamaespectrométricos seguiram as recomendações
especificadas nos relatórios técnicos desenvolvidos pela Agência Internacional de Energia
Atômica (IAEA, 1991 e 2003).
Uma descrição mais detalhada das correções aplicadas aos é apresentada a seguir.
4.1.1.1 – Correção do Tempo Morto
A correção de tempo morto consiste na divisão das contagens dos canais radiométricos
pelo valor do live time registrado pelo aparelho, normalizando assim as contagens dos canais
medidos para contagens por segundo.
4.1.1.2 – Cálculo da Altura Efetiva de Vôo
A altura do vôo ( eh ) foi ajustada com base na pressão e temperatura ambientais, a partir
da fórmula (IAEA, 2003):
×
+=
25.101315.27315.273 P
Thhe (2),
onde h representa a altura de vôo medida pelo radar altímetro em metros, T é a
temperatura do ar medida em ºC e P a pressão atmosférica em milibar, obtida a partir da
altitude medida pelo altímetro barométrico.
4.1.1.3 – Remoção do Background da Aeronave e do Cósmico
O cálculo do background da aeronave e da radiação cósmica, feito para cada uma das
janelas do gamaespectrômetro, é dado por (IAEA, 1991):
CbaN .+= (3),
44
onde N é a somatória das contribuições da aeronave e do cósmico (e cps), a é o
background da aeronave em cada janela do gamaespectrômetro, b é a razão entre a contagem
feita em uma determinada janela e a contagem no canal cósmico, C é o canal de radiação
cósmica.
Os coeficientes aplicados aos dados (background da aeronave e cósmico) foram
definidos pela CODEMIG a partir de vôos cósmicos sobre o mar, em uma área distante da
costa.
4.1.1.4 – Remoção do Background do Radônio
O efeito do background do radônio é determinado a partir das contagens feitas na janela
do urânio pelo detector upward looking. A parcela de influência do radônio na canal do urânio
é dada pela fórmula (IAEA, 1991):
( ) ( )( )tu
utr aaaa
bbaThaUauU.21
221 −−
−+−−= (4),
onde rU representa o background do radônio medido no canal downward do urânio, u é
a contagem medida no canal upward de urânio, U é a contagem medida no canal downward
de urânio, Th é a contagem medida no canal downward de tório. Os coeficientes 1a , 2a , ua ,
ta , ub , tb são os coeficientes de proporcionalidade, sendo que 1a e 2a representam os
coeficientes skyshine. Se os componentes do background da aeronave e do cósmico forem
perfeitamente removidos, os coeficientes ub e tb são zerados (IAEA, 1991).
A influência do radônio observada nas janelas downward dos demais elementos é dada
pelas fórmulas (IAEA, 1991):
45
urur bUau += . ,
krkr bUaK += . (5),
trtr bUaT += . ,
tcrtcr bUaTC += . ,
onde ru é a componente do radônio no urânio up; rU , rK , rT , rTC são as
contribuições do radônio nas demais janelas associadas ao detector downward, sendo que os
coeficientes ub , kb , tb e tcb são zerados (IAEA, 1991). Os coeficientes ua , ka , ta e tca
foram calculados pela CODEMIG a partir dos testes de high level desenvolvidos pela
empresa.
4.1.1.5 – Correção do Efeito Compton
Esta correção é aplicada com o objetivo de eliminar a influência das radiações atribuídas
aos canais de mais alta energia que penetram nos canais de baixa energia. Como, por
exemplo, contribuições do tório no canal do urânio e no potássio, assim como a contribuição
do urânio no potássio.
Nos sistemas de alta resolução, utilizados atualmente, são consideradas também as
influências de radiação de baixa energia nas janelas de mais alta energia.
4.1.1.6 – Correção Altimétrica
Essa correção é feita com o objetivo de eliminar falsas anomalias geradas por elevações
no terreno. Para isso os valores radiométricos são referênciados à altura nominal de vôo (100
m).
46
A atenuação das radiações gama em função do afastamento da fonte radiométrica pode
ser aproximada pela equação (IAEA, 1991):
HH eNN µ−= .0 (6),
onde HN representa a radiação observada a altura H da fonte, 0N é a radiação na
superfície do terreno ( 0=H ), e µ é o coeficiente de atenuação atmosférica.
4.2 – Magnetometria
Segundo Silva (2006), o método magnético permite estimar a concentração de magnetita
(série magnetita-titanomagnetita) por meio das variações observadas no campo magnético
local. Essas variações podem ser geradas pela presença de materiais superficiais (ex. solos) ou
subsuperfíciais (ex. rochas). A causa dessa variação é explicada pela resposta dos materiais
na presença de um campo magnético externo que, no presente caso é o campo magnético
terrestre (CMT). Essa resposta, associada a composição do material, permite classificá-lo
como: diamagnético, paramagnético e ferromagnético.
Esses fenômenos resultam da interação do campo magnético atômico com o campo
magnético externo (TAUXE, 2005). O movimento de um elétron gera um momento
magnético que, na ausência de um campo magnético externo, é anulado pelo momento
magnético de um elétron vizinho. Na presença de um campo externo, a velocidade dos
momentos é influenciada por este, sendo aumentada se o sentido do movimento do elétron for
o mesmo do campo, ou diminuída se estes forem opostos. Essa diferença de velocidades
origina o diamagnetismo. Os materiais diamagnéticos estão geralmente associados à baixa
47
susceptibilidade magnética e, portanto, à baixa intensidade, e com sentido oposto ao campo
externo aplicado.
O fenômeno do paramagnetismo está associado ao efeito de desemparelhamento dos
pares de elétrons, sendo sua intensidade maior do que no caso do diamagnetismo e tendo
mesma direção do campo externo. Quando um material paramagnético apresenta alinhamento
espontâneo dos momentos magnéticos, a intensidade aumenta consideravelmente, sendo o
fenômeno denominado ferromagnetismo. Mesmo na ausência de um campo magnético
externo, um material paramagnético pode apresentar magnetização espontânea, porém na
presença de um, o alinhamento segue o sentido preferêncial do campo.
As propriedades que podem ser obtidas pelo método magnético são: densidade do fluxo
magnético ou indução magnética (B), força do campo magnético e a permeabilidade
magnética do meio.
A indução magnética (B) é a medida da proximidade das linhas de força de um magneto,
em unidades de nanotesla (nT) no SI. A intensidade do campo magnético (H) é dada em Am-1
(Ampére por metro) no SI e o valor unitário nesta unidade equivale ao campo gerado no
centro de um elo de fio de raio r, pelo qual passa uma corrente i, tal que:
riH
2= (7).
A permeabilidade magnética (µ ) é dada pela relação entre o campo magnético (H) e a
indução magnética (B), sendo a relação definida por (BLAKELY, 1995):
HB .µ= (8).
48
Os dois tipos principais de magnetização nas rochas são a magnetização induzida e a
remanescente. Há ainda a magnetização viscosa, que representa a mudança gradual da
polarização de acordo com a variação do campo magnético terrestre.
Segundo Tauxe (2005), a magnetização induzida ( iM ) é a resposta de cargas
subatômicas do material (prótons e elétrons) em função de um campo externo aplicado, e é
definida por:
HM i .χ= (9),
onde χ é a susceptibilidade. Para campos magnéticos fracos, com magnitudes
comparáveis ao campo magnético terrestre, a relação entre a magnetização induzida e o
campo aplicado, expressa pela equação 9, é linear e a susceptibilidade χ é constante. Já na
ausência de campo magnético externo, a magnetização induzida é nula. Entretanto, materiais
ferromagnéticos conseguem reter uma magnetização mesmo na ausência de campo magnético
externo. Essa magnetização é denominada magnetização remanescente (BLAKELY, 1995).
Segundo Blakely (1995), para corpos crustais, a magnetização remanescente depende
não apenas do raio atômico, da cristalografia e da composição química das rochas, mas
também da geologia, da história termal e da tectônica da região. Sendo assim, a magnetização
total da rocha ( M ) é considerada como o vetor soma da magnetização induzida ( iM ) e
remanescente ( rM ):
ri MMM += (10).
A importância relativa entre a magnetização remanescente em relação a induzida é
expressa pela razão de Koenigsberger (BLAKELY, 1995):
49
||||
i
r
MMQ = (11).
O campo magnético terrestre apresenta uma variação para longos períodos de tempo,
tendo os pólos uma trajetória irregular sobre a superfície do planeta. Essa variação é prevista
pelo IGRF (International Geomagnetic Reference Field), que é obtido a partir de previsões
qüinqüenais, enquanto que o DGRF (Definitive Geomagnetic Reference Field) é a variação
medida.
Uma vez que as medidas de magnetometria são influenciadas por três fatores: campo
magnético terrestre, magnetização das rochas e campos magnéticos externos, é necessário
fazer as correções dessas medidas antes da interpretação dos dados magnetométricos.
Uma breve descrição das correções efetuadas no pré-processamento dos dados
magnéticos é apresentada a seguir.
4.2.1 – Correção dos Dados Magnéticos
4.2.1.1 – Correção do Erro de Paralaxe
O erro de paralaxe corresponde a defasagem observada entre os tempos de medição do
magnetômetro e altímetros em relação ao sistema de posicionamento GPS. Para determinar o
erro de paraxe, a aeronave sobrevoa em sentidos opostos uma mesma linha definida sobre
uma anomalia magnética conhecida.
A Correção de Paralaxe, ou Correção de Lag, está associada ao valor deslocado do
tempo de amostragem, de modo que as feições observadas nas duas direções de vôo se tornem
coincidentes. A fórmula da Correção de Paralaxe é dada por:
50
( ) ( )ItCtC ±= 00 (12),
Onde C representa o valor do campo magnético total, 0t é o tempo de amostragem, I
é o valor do intervalo de tempo a ser deslocado no banco de dados.
É importante ressaltar que não é alterado o valor do campo magnético medido, este
apenas é deslocado em relação ao tempo em que os dados foram amostrados.
4.2.1.2 – Remoção da Variação Magnética Diurna
Os valores obtidos pelo magnetômetro terrestre foram inicialmente subtraídos das
leituras do campo magnético realizadas a bordo da aeronave. Essa subtração foi feita tendo
como variável de referência a hora da amostragem, fixada com precisão de décimos de
segundo. O resultado da subtração foi somado algebricamente ao nível base, definido pela
CODEMIG em 23386 nT.
4.2.1.3 – Remoção do IGRF
A remoção do Campo Geomagnético Internacional de Referência (IGRF) foi efetuada a
partir da rotina incluída no software Oasis Montaj 6.4.2 (GEOSOFT, 1994). Essa rotina
consiste na definição da superfície de tendência que expressa o comportamento do campo
geomagnético internacional observado na área em estudo. Para o cálculo da superfície foi
considerada a altitude de 1000 m, sendo esta referida ao ano de 2005 e atualizada para a data
de 15/06/2006 (época em que o aerolevantamento foi realizado).
51
4.2.2 – Processamento dos Dados Magnéticos
4.2.2.1 – Amplitude do Sinal Analítico (SA)
Segundo Macleod et al. (1993), a Amplitude do Sinal Analítico (SA) depende apenas da
intensidade da magnetização observada para a fonte magnética, desconsiderando a direção
dessa magnetização. Sendo assim, o cálculo do Sinal Analítico não é influenciado pela
presença de magnetização remanescente, mesmo de grande intensidade.
Nabighian (1972) mostrou que os picos do Sinal Analítico ocorrem sobre os limites dos
corpos magnéticos, principalmente sobre corpos que apresentam uma forte magnetização,
constituindo assim uma ferramenta útil para delimitar lateralmente fontes magnéticas.
A Amplitude do Sinal Analítico é definida como a soma das três derivadas direcionais
do campo magnético, sendo a função escrita como:
zzM
ziy
zM
yx
zM
xyxA n
n
n
n
n
n
n ˆˆˆ),(
∂∂
∂∂
+
∂∂
∂∂
+
∂∂
∂∂
= (13),
onde ,...2,1,0=n representa a ordem do sinal analítico e M é o campo magnético
(NABIGHIAN, 1972 e 1974).
Segundo Paine et al. (2001), o sinal analítico definido acima, refere-se ao gradiente
total, entretanto essa nomenclatura foi mantida uma vez que é a mais comumente usada na
literatura geofísica.
4.2.2.2 – Amplitude do Campo Magnético Anômalo (ACMA)
A Amplitude do Campo Magnético Anômalo (ACMA) é definida pelo vetor
(SHEARER, 2005):
52
222zyxaa BBBBB ++== (14),
onde são xB , yB e zB são as três componentes do campo magnético no sistema de
coordenadas cartesianas.
Segundo Shearer (2005), a Amplitude do Campo Magnético Anômalo apresenta uma
fraca dependência da direção da magnetização e, por conseguinte, da presença de
magnetização remanescente com orientação diferente da associada ao campo magnético
terrestre.
4.2.2.3 – Redução ao Pólo (RTP)
Assumindo que o magnetismo seja totalmente induzido pelo campo magnético¸ Hinze
(1990) afirma que a Redução ao Pólo (RTP), definida por Baranov (1957), é utilizada para
remover o efeito de distorção gerado pela variação da inclinação e do azimute da polarização
magnética dos dados.
Essa remoção utiliza um operador de filtro que ajusta os dados a uma condição de
polarização vertical, observada apenas nos pólos magnéticos.
Para aplicação da Redução ao Pólo aos dados de Tapira inicialmente foi utilizado o
programa Oasis Montaj 6.4.2 (GEOSOFT, 1994). A fórmula utilizada por esse programa para
o cálculo do RTP é dada por:
( ) ( ) ( ) ( )[ ]( ) ( ) ( )[ ] ( ) ( ) ( )[ ]θθ
θθ−+−+
−−=
DIIsenDIaIasenDIiIsenL 222222
2
cos.cos.cos.coscos.cos.
(15),
53
onde I é a inclinação magnética, Ia é a inclinação da correção de amplitude (de modo
que se |||| IIa < então IIa = ), D é a declinação magnética e θ é a direção do número de
onda.
Porém, segundo Cooper e Cowan (2005), a Redução ao Pólo gera resultados errôneos
quando aplicada a anomalias magnéticas com magnetização remanescente desconhecida,
como é o caso em estudo.
Como alternativa para o cálculo da Redução ao Pólo do campo magnético anômalo
gerado pela alcalina de Tapira, foi utilizado o algoritmo desenvolvido por Fedi et al. (1994).
Neste, a inclinação e declinação total (IM, DM) podem ser calculadas a partir da aplicação de
um operador de Redução ao Pólo para diferentes combinações de inclinação e declinação (IT,
DT), e da observação da variação da anomalia como sendo definida em função destas.
Os valores da inclinação e declinação total são definidos como sendo os índices que
minimizam os valores negativos da anomalia reduzida ao polo. Pelo fato dessa metodologia
estar baseada na Redução ao Pólo definida por Baranov (1957), Cordani (2008) afirma que ela
apresenta as mesmas limitações como, por exemplo, a instabilidade observada para reduções
de anomalias muito próximas do Equador magnético.
4.3 – Gravimetria
O cálculo das anomalias de gravidade em cada estação leva em consideração as medidas
de “g”, da altitude, do efeito de maré sólida (LONGMAN, 1959), e o valor teórico da
gravidade calculado para o geóide de referência.
A anomalia de ar livre (ou de Faye) é calculada como:
54
( ) hCgg FobsF .+−=∆ ϕγ (16)
onde: Fg∆ é a anomalia de ar livre, OBSg é a gravidade observada, )(ϕγ é a gravidade
de referência definida pelo GRS67 (Geodetic Reference System 1967), FC é a taxa de
variação da gravidade com a altitude, e h é a altitude ortométrica da estação gravimétrica.
O valor adotado pelo GRS67 para a taxa de variação da gravidade com a altitude é
mmGalCF /3086.0= ao passo que a gravidade de referência é definida pela Fórmula
Internacional da Gravidade de 1967,
( ) ( )ϕϕϕγ 4523 103462.210278895.5185.978031 sensen ××+××+×= −− mGal (17)
Onde ϕ é a latitude geodésica da estação gravimétrica. Para h>1.000 m, tem-se que:
( )hCF ×+×−= 000144.02cos00022.030855.0 ϕ mGal/m (18).
A anomalia Bouguer é calculada pela expressão:
hCgg BFB .+∆=∆ (19).
O termo BC é uma correção do valor da anomalia dos efeitos do relevo topográfico.
Trata-se de uma correção simplificada, onde a topografia é assumida como sendo plana, sendo
a massa da mesma aproximada por uma placa horizontal de extensão infinita, expressa como:
ρπ ..2 GCB −= (20),
55
onde G é a constante da gravitação universal e ρ é a densidade de massa da crosta
continental superior. Para os valores preconizados de 1231110672.6 −−−⋅= kgsmG e
3/2670 mkg=ρ , resulta que mmGalCB /1119.0−= .
A anomalia Bouguer calculada conforme descrito acima é denominada anomalia
Bouguer simples, ou seja, não leva em conta o efeito do relevo,
O efeito gravitacional das massas topográficas em uma estação gravimétrica é dado por:
( ) ( ) ( ) ( ) ( )( )∫∫
−+−+−−
−+−= dxdy
hyxhyyxxyyxxGCR
02
02
02
02
0 ,
11..ρ (21),
Onde: ρ é a densidade da massa do relevo topográfico; 0x e 0y são respectivamente as
coordenas x e y da estação gravimétrica; 0h é a altitude ortométrica (cota verdadeira) da
estação gravimétrica e ),( yxh é a altitude ortométrica do relevo.
A anomalia Bouguer simples, corrigida do efeito gravitacional do relevo, é denominada
anomalia Bouguer completa:
RBBc Cgg +∆=∆ (22),
A correção de relevo é calculada para cada estação gravimétrica através da integração
numérica da expressão (21), aproximando-se o relevo por prismas retangulares retos
derivados de um modelo digital do relevo da área.
56
4.4 – Inversão dos Dados Magnéticos e Gravimétricos
A técnica de inversão 3-D aplicada aos dados neste trabalho foi desenvolvida por Li e
Oldenburg (1996, 1998) através dos programas MAG3D (2002) e GRAV3D (2002).
Este vem sendo amplamente utilizado em diversos estudos sobre o comportamento 3-D
em sub-superfície de fontes magnéticas e gravimétricas. Entre eles podem ser citados: Piro et
al., (2007); Ribeiro e Mantovani (2008); Lelièvre (2009); Louro e Mantovani (2010).
Apresenta-se em seguida um breve resumo sobre os algoritmos utilizados nestes
programas. Nestes algoritmos todas as medidas de distância ou profundidade são expressas
em metros, a intensidade do campo magnético em nT, a susceptibilidade magnética em
unidades do SI, a intensidade do campo gravmétrico em mGal e a densidade é dada em g/cm3.
4.4.1 – Aplicação da Teoria de inversão 3-D aos Dados Magnéticos e
Gravimétricos
A inversão dos dados magnéticos e gravimétricos foi desenvolvida por Li e Oldenburg
(1996, 1998, 2003) com o objetivo de obter um modelo 3-D da distribuição da
susceptibilidade magnética ( χ ) e da densidade das rochas (g/cm3), respectivamente. Para tal,
os autores consideram que a fonte da anomalia, magnética ou gravimétrica, esteja inserida
numa região composta por M células retangulares, com propriedade física constante para
cada célula. Sendo essa propriedade associada à susceptibilidade magnética ( χ ), no caso de
dados magnéticos, ou a densidade, no caso da gravimetria.
A inversão dos dados magnéticos feita pelo programa MAG3D (2002) assume que não
há magnetização remanescente associada à anomalia, considerando apenas a componente
induzida. Sendo assim, a magnetização observada para a i-ésima célula é dada por:
57
0HJ ii χ= (23),
onde iχ é a susceptibilidade da i-ésima célula e 0H é o campo magnético terrestre.
A relação entre a anomalia (magnética ou gravimétrica) gerada por uma determinada
fonte, e o contraste observado em relação à propriedade física (susceptibilidade ou densidade,
respectivamente), pode ser expressa por uma função linear definida por:
pWd .= (24),
onde TNddd ):::,;( 1= representa o vetor de dados observados, W é a matriz N x M de
sensibilidade e TMppp ):::,;( 1= é o vetor contendo a susceptibilidade ou a densidade
(dependendo do método considerado) de cada uma das célula da malha considerada.
Segundo Williams (2006), a modelagem da superfície anômala (magnética ou
gravimétrica) em M células individuais faz com que o número de células consideradas seja
maior do que o número N de dados amostrados, contidos no vetor d . Isso impede que a
matriz de sensibilidade W resultante seja caracterizada como uma matriz quadrada ( M < N )
e, portanto, não inversível. No entanto, a questão se torna um problema de otimização
(WILLIAMS, 2006).
A função objetivo do modelo usada nos algoritmos dos programas MAG3D (2002) e
GRAV3D (2002) é dada por:
58
( ) ( ) ( )( )[ ] ( ) ( )[ ]+
∂−∂
+−= ∫∫V
xV
xssm dvx
prpzwwdvprpzwwp2
020
.. ααφ
( ) ( )[ ] ( ) ( )[ ]∫∫
∂−∂
+
∂
−∂+
Vz
Vzyy dv
zprpzwwdv
yprpzww
20
20 ..
αα (25),
onde os coeficientes sα , xα , yα e zα são coeficientes ajustáveis que afetam a
importância relativa das diferentes componentes na função objetivo. A função sw pode ser
utilizada para aproximar o máximo possível o valor da suscetibilidade das células da malha ao
modelo de referência fornecido. Os parâmetros xw , yw e zw podem ser usados para tornar o
modelo de diferença mais ou menos suave nos limites das células, representando melhor a
continuidade ou os limites geológicos esperados (WILLIAMS, 2006). A função ( )zw ,
corresponde à função de peso da profundidade.
Essa função de peso é utilizada para que cada célula, contida na malha ortogonal
considerada, tenha a mesma probabilidade de conter a fonte magnética. Segundo Williams
(2006), a importância dessa função se deve ao fato de que os dados potenciais não apresentam
informações sobre a profundidade do corpo anômalo e a inversão dos dados resultaria em
modelos de fontes próximos a superfície. A função de peso da profundidade definida por Li e
Oldenburg (1996) é dada por:
( ) ( ) 20
β−−= zzzw (26),
onde z é a profundidade do centro da célula, β e 0z são os parâmetros usados para
ajustar a função peso ao decaimento da matriz de susceptibilidade em função da
profundidade. Segundo Williams (2006), se a célula da malha for relativamente distante do
59
ponto de observação dos dados magnéticos, então β será aproximado pelo decaimento
exponencial observado para a resposta magnética de uma esfera, tendo-se assim 3=β .
Lelièvre, Oldenburg e Phillips (2006) mostram que a função objetivo pode ser
minimizada na forma:
md φβφφ22
1+= (27),
onde dφ é a precisão do ajuste do modelo aos dados amostrados, mφ é a função objetivo
com os parâmetros do modelo e β é o parâmetro de regularização que permite controlar o
ajuste dos dados. A precisão do ajuste ( dφ ) é calculada por:
( ) 2mod |||| ddW obsdd −=φ (28),
onde obsd representa o vetor com os dados observados (magnéticos ou gravimétricos,
dependendo do método considerado) e modd o vetor com os parâmetros do modelo gerado.
dW é uma matriz diagonal cujo i-ésimo elemento é dado por:
iiw
σ1
= (29),
onde iσ é o desvio padrão do i-ésimo dado.
O ajuste do modelo é obtido á partir da minimização da função:
60
md βφφφ += (30),
tal que:
*dd φφ = (31),
onde φ é a função objetivo e β é o parâmetro utilizado para balancear a importância
atribuída à precisão dos dados em relação à importância atribuída a função objetivo do
modelo. *dφ é a precisão associada aos dados amostrados. Considerando que o ruído
associado aos dados tenha distribuição Gaussiana com média zero e desvio padrão iσ , dφ
será igual ao número de dados N (WILLIAMS, 2006).
A solução da minimização da função, assim como a descrição das demais restrições
aplicadas no algoritmo de inversão, como a utilização do vinculo de positividade, estão
descritos em Li e Oldenburg (1996).
61
5. GAMAESPECTROMETRIA
5.1 – Resultados
A partir dos dados gamaespectrométricos foram gerados os mapas referentes aos canais
dos elementos radiométricos K, Th e U dispostos nas figuras 9, 10 e 11, respectivamente. Para
a interpolação desses mapas foi utilizado o método da mínima curvatura (RIBEIRO, 2008).
Figura 9. Mapa da concentração radiométrica do Potássio (K).
62
Figura 10. Mapa da concentração radiométrica do Tório (Th).
Figura 11. Mapa da concentração radiométrica do Urânio (U).
63
O canal de Contagem Total (CT) refere-se à todas as contagens de emissão de raios
gama dentro da janela energética de 0,41-2,81 MeV, incluindo assim as emissões observadas
para os elementos K, Th e U. O mapa referente a esse canal não foi apresentado, pois, este
não acrescentou informações relevantes para a caracterização da região estudada ou do corpo
intrusivo.
Como produto secundário, foi interpolado o mapa da distribuição ternária com padrão
RBG dos elementos radiométricos (Figura 12). Nesse mapa, os canais dos elementos K, Th e
U estão associados às cores: vermelho, verde e azul, respectivamente. Este mapa permite uma
melhor visualização da distribuição dos elementos radiométricos na área estudada, pois,
evidencia as regiões com concentrações anômalas de dois ou mesmo dos três elementos
considerados.
5.2 – Discussão
Ao analisar os mapas com a distribuição das contagens de Th e U (Figuras 10 e 11),
nota-se uma forte anomalia com altas contagens desses elementos associada tanto à alcalina
de Tapira (indicada pelo número 1 no mapa ternário – Figura 12) como ao complexo alcalino
de Araxá (identificada pelo número 2). O mapa com a distribuição das contagens de K (Figura
9), entretanto, apresenta um baixo radiométrico associado aos dois complexos, sendo mais
evidente para a alcalina de Tapira. Essa resposta condiz com o esperado para intrusões ígneas
básicas aflorantes (DICKSON e SCOTT, 1997), como é o caso das rochas alcalinas.
64
Figura 12. Mapa radiométrico ternário com coloração (R, G, B) = (K, Th, U). Os índices 1 e 2 indicam
a localização dos complexos alcalinos de Tapira e Araxá, respectivamente. A – Sinforma de Araxá, B
– escama superior do Grupo Canastra, C e D – rochas e coberturas fanerozóicas, E – escama
intermediária e F – escama inferior do Grupo Canastra, G – Zona de Cisalhamento da Canastra, H –
Zona de Cisalhamento do Alto Araguari, I – Zona de Cisalhamento da Bocaina.
65
Na parte norte do Complexo Alcalino de Tapira, nota-se a presença de três regiões com
baixas contagens dos três elementos. Essas regiões podem ser explicadas pela presença de
lagoas de rejeitos gerados pela mineradora Fosfértil, localizada nessa área. A resposta
radiométrica observada para essas lagoas condiz com o esperado para regiões com cobertura
de lâmina de água (Figura 8).
Segundo Wilford et al. (1997), a gamaespectrometria pode ser utilizada para estudar a
relação entre a formação do regolito (manto de alteração) e a atuação da erosão em uma
determinada região. Segundo esses autores, a resposta radiométrica observada para uma
região fortemente erodida reflete a composição mineralógica das camadas inferiores, pouco
intemperizadas (pedólito ou embasamento), enquanto que regiões mais estáveis ou de
deposição de sedimentos apresentam uma resposta associada à áreas de solo/regolito, com
contagens mais baixas dos elementos.
De fato, a interpretação do mapa ternário com padrão RGB (Figura 12), e o confronto
deste com o mapa geológico da região (Figura 2), permitem analisar a resposta radiométrica
das principais estruturas e contatos geológicos da área estudada.
A sinforma de Araxá, localizada ao norte do mapa (indicada pela letra A), apresenta
contagens mais elevadas de tório e urânio ao longo dos seus limites, em contrate com a
resposta radiométrica observada para a escama Intermediária do Grupo Canastra com a qual
faz contato.
A escama superior do Grupo Canastra (B, no mapa ternário), onde se localiza a
branquisforma de Campo Alegre, região sul do mapa, possui baixas contagens dos três
elementos, apresentando assim baixa resposta radiométrica. Porém tanto ao sul da
branquisforma quanto ao norte são observadas anomalias com altas contagens de tório e
urânio provavelmente associadas á presença de rochas e coberturas fanerozóicas.
66
Essas anomalias de tório e urânio são observadas também em outros pontos do mapa
ternário, coincidindo com a localização da litologia identificada como sendo composta por
rochas e coberturas fanerozóicas discriminadas no mapa geológico (Figura 2). Esta assinatura
radiométrica pode ser observada em pequenas áreas esparsas a leste e norte da alcalina de
Tapira (letra C), assim como na porção sudoeste do mapa, onde apresenta uma maior extensão
(letra D).
Considerando a assinatura radiométrica associada à essa cobertura, o mapa ternário
(Figura 11) evidencia a presença de áreas com essa cobertura que não aparecem indicadas no
mapa geológico da região (Figura 2), principalmente na parte ao norte e leste da alcalina de
Tapira. Para confirmar a presença dessas coberturas nas regiões identificadas seriam
necessárias observações “in loco”.
O contato geológico entre as escamas intermediaria (letra E) e inferior (letra F) do
Grupo Canastra, localizadas na porção oeste do mapa, é bem evidente e caracterizam-se
principalmente pela diferença observada para as contagens dos três elementos ao longo dessa
litologia, sendo as maiores contagens observadas para a escama intermediária.
A distribuição dos radioelementos ao longo da escama intermediária do Grupo Canastra
(letra E) apresenta uma resposta característica de zonas de dobras. Esse padrão deve-se
principalmente à presença de inúmeras falhas observadas nessa região, geradas devido a
diversos dobramentos. Entre esses dobramentos podem ser citados a Sinforma de Limeira,
Antiforma do Galheiro e Antiforma do Mangue, a oeste do mapa (Figura 2).
Na porção sul do mapa observa-se o claro contraste entre as altas contagens dos
radioelementos amostradas para as litologias do Domínio Leste em relação às baixas
contagens dos Domínios Oeste e Sul do Grupo Canastra. Essa região é caracterizada por ser
uma zona de falha transcorrente da fase D5. O contraste entre esses domínios fica mais
evidente principalmente ao sul da branquisforma de Campo Alegre, na parte leste da Zona de
67
Cisalhamento da Canastra (letra G), e na porção oeste do contato, onde se localiza a Zona de
Cisalhamento do Alto Araguari (letra H).
Ao norte do mapa nota-se a presença de um lineamento cruzando horizontalmente o
mapa, caracterizado por apresentar baixas contagens dos três elementos. Este lineamento está
associado a uma zona de falhas transcorrentes, onde se localiza a Zona de Cisalhamento da
Bocaina (indicada pela letra I, no mapa ternário).
68
6. MAGNETOMETRIA
6.1 – Resultado do Processamento dos Dados Magnéticos
Antes de prosseguir com a interpolação dos mapas magnéticos, foi removido o campo
geomagnético de referência (International Geomagnetic Reference Field– IGRF), cujo valor
de 23260.8 nT calculado para a época do levantamento é considerado constante diante da
dimensão da área de estudo.
Para isolar a contribuição magnética do corpo intrusivo, antes de prosseguir com a
inversão dos dados, foram aplicadas quatro metodologias estratégicas, e sua comparação
permitiu identificar aquela que melhor se adapta ao caso em estudo: (1) Amplitude do Campo
Magnético Anômalo, descrito por Shearer (2005); (2) Redução ao pólo Magnético,
implementado a partir do algoritmo desenvolvido por Fedi et al. (1994); (3) cálculo da
Integral Vertical do Sinal Analítico e (4) cálculo do Sinal Analítico da Integral Vertical, os
dois últimos descritos por Paine et al. (2001).
O mapa gerado pela interpolação do campo magnético anômalo da região de Tapira, e
os resultados obtidos pelos cálculos realizados, são apresentados a seguir.
6.1.1 – Campo Magnético Total
O mapa do Campo Magnético Total pode apresentar diferentes respostas para um
mesmo corpo magnético dependendo da localização geográfica deste. Em Minas Gerais, na
69
região de estudo, a inclinação do campo magnético é de aproximadamente -20.58º. Para esse
valor de inclinação, um corpo magnético com susceptibilidade maior do que a da rocha
encaixante gerará uma anomalia magnética por indução com características dipolares,
geralmente com o pólo positivo na parte norte da anomalia e o pólo negativo, mais intenso, ao
sul da anomalia. Essa orientação da anomalia magnética é denominada polarização normal.
A anomalia magnética gerada pela alcalina de Tapira (Figura 13) apresenta polarização
invertida em relação à esperada para um corpo magnético posicionado nas mesmas
coordenadas. Essa inversão de polarização pode ser explicada por uma forte magnetização
remanescente associada ao corpo intrusivo. No centro da anomalia magnética (coordenadas
307587E, 7800034N) nota-se ainda a presença de um segundo dipolo, porém este com
polarização normal, indicando a presença de um corpo interno à alcalina, com características
magnéticas diferentes do restante da intrusão.
Figura 13. Mapa do campo magnético anômalo observado para a região da alcalina de Tapira.
70
6.1.2 – Amplitude do Sinal Analítico (SA)
O mapa obtido pelo cálculo da Amplitude do Sinal Analítico (SA) do campo magnético
observado para a área estudada está disposto na figura 14.
Figura 14. Mapa da Amplitude do Sinal Analítico da região da alcalina de Tapira. Observe-se o perfil
AB traçado na direção N-S para fins de análise.
O cálculo do SA, introduzido por Nabighian (1972), independe da presença e da
intensidade da magnetização remanescente associada ao corpo intrusivo, o que torna este
método uma ferramenta útil para obter informações preliminares sobre o comportamento do
corpo em sub-superfície, principalmente para casos em que a anomalia magnética associada à
intrusão apresenta comportamento complexo, como no caso em estudo.
71
Para analisar o comportamento em sub-superfície da alcalina de Tapira, foi traçado um
perfil A-B sobre o mapa do Sinal Analítico (coordenadas do ponto A: 308314E, 7814382N;
do ponto B: 308314E, 7783982N). O perfil tem sentido N-S, sobre o maior eixo do corpo, e
seu traçado encontra-se disposto na figura 15.
Figura 15. Gráfico obtido para o perfil AB traçado sobre o mapa do Sinal Analítico.
6.1.3 – Amplitude do Campo Magnético Anômalo (ACMA)
Assim como para a Amplitude do Sinal Analítico, o cálculo da Amplitude do Campo
Magnético Anômalo (ACMA) descrito por Shearer (2005) apresenta pouca dependência da
direção da magnetização total, priorizando assim a amplitude do sinal magnético gerado pela
intrusão, em relação à diferença entre a direção da magnetização remanescente e induzida.
Antes da aplicação do cálculo da ACMA, os dados do campo magnético anômalos
foram filtrados pelo método upward continuation, para retirada da componente regional do
campo. Este cálculo foi feito considerando a altura de 23 km.
O mapa da ACMA obtido para a alcalina de Tapira está disposto na figura 16.
Para uma análise da correlação entre o sinal da ACMA e a geologia, foram sobrepostos
ao mapa da ACMA. os contornos das principais litologias observadas para o domo alcalino
(Figura 3) O mapa obtido está disposto na figura 17.
72
Figura 16. Mapa da amplitude do campo magnético anômalo obtido para região estudada.
Figura 17. Mapa da ACMA com a sobreposição dos contornos das principais litologias observadas
para o domo alcalino de Tapira, descritas por Brod (1999).
73
6.1.4 – Redução ao Pólo (RTP)
O cálculo da Redução ao Pólo do Campo Magnético Total (Reduction to the Pole –
RTP), descrita por Baranov (1957), foi feito a partir do software Oasis Montaj 6.4.2
(GEOSOFT, 1994). O mapa obtido por esse método está disposto na figura 18.
Figura 18. Mapa da Redução ao Pólo Magnético (RTP) calculada através do software Oasis Montaj
6.4.2 (GEOSOFT, 1994).
Porém, segundo Hinze (1990), o cálculo do RTP descrito por Baranov (1957) considera
que a anomalia magnética seja gerada apenas pela magnetização induzida, desprezando a
presença da magnetização remanescente. Como alternativa, o RTP foi recalculado a partir do
algoritmo desenvolvido por Fedi et al. (1994), considerando assim a presença da
74
magnetização remanescente presente na intrusão. O mapa gerado por esse método encontra-se
na figura 19.
Figura 19. Mapa da Redução ao Pólo Magnético (RTP) calculada pela implementação do algoritmo
desenvolvido por Fedi et al. (1994).
Assim como para a ACMA, os contornos das principais litologias do domo alcalino
foram sobrepostas ao mapa de RTP calculado através do algoritmo de Fedi et al. (1994). O
mapa obtido encontra-se na figura 20.
75
Figura 20. Mapa da RTP calculada através do script desenvolvido por Fedi et al. (1994), com a
sobreposição dos contornos das principais litologias observadas para o domo alcalino de Tapira,
descritas por Brod (1999).
6.1.5 – Integral Vertical do Sinal Analítico (VIAS) e Sinal Analítico da
Integral Vertical (ASVI)
Segundo Paine et al. (2001), o cálculo da Integral Vertical do Sinal Analítico (vertical
integral of the analytic signal – VIAS) ou o Sinal Analítico a partir da Integral Vertical
(analytic signal of the vertical integral – ASVI) do campo magnético anômalo pode gerar
dados qualitativamente semelhantes à resposta observada para esse mesmo campo se este
fosse gerado apenas por indução magnética na presença de um campo magnético vertical.
Segundo estes autores, um dos problemas no cálculo da integral vertical do campo
magnético (VIAS) é que esse processo pode amplificar muito a contribuição das componentes
de baixa freqüência do campo. De fato, os dados obtidos pelo cálculo do VIAS apresentam
uma forte influência dessas componentes, sendo necessária a aplicação de um filtro high-pass
76
(Figura 21). O filtro high-pass aplicado aos dados calculados pelo método VIAS levou em
consideração o comprimento de onda de 22.000 m.
Como no cálculo do ASVI, o sinal analítico atenua fortemente essas componentes, esse
efeito não é significativo. Não sendo necessária assim a aplicação do filtro high-pass aos
dados. O mapa gerado pelo cálculo do ASVI está disposto na figura 22.
Como essa metodologia se baseia na Amplitude do Sinal Analítico, a aplicação do
cálculo tanto do ASVI como do VIAS aos dados magnéticos terá pouca dependência da
magnetização remanescente presente nos dados.
Os mapas gerados pelo cálculo do ASVI e do VIAS, já com aplicação do filtro,
encontram-se dispostos abaixo.
Figura 21. Mapa da Integral Vertical do Sinal Analítico, calculada a partir dos dados do campo
magnético total.
77
Figura 22. Mapa do Sinal Analítico da Integral Vertical (ASVI) calculada a partir dos dados do campo
magnético total.
6.2 – Inversão 3-D dos Dados Magnéticos
O algoritmo desenvolvido por Li e Oldenburg (1996, 2003) para inversão de dados
magnéticos, utilizado neste trabalho, considera que a anomalia magnética possui apenas a
componente de magnetização induzida, desprezando assim a presença da magnetização
remanescente. Segundo Paine et al. (2001), isto não é um problema desde que a componente
da magnetização remanescente seja fraca e/ou tenha direção próxima a do campo induzido.
Entretanto, para casos em que a componente remanescente apresenta uma grande influência
na magnetização total resultante, os resultados gerados para a inversão desses dados podem
não ser os esperados (SHEARER, 2005).
78
O campo magnético observado para o Complexo Alcalino de Tapira caracteriza-se pela
presença de uma forte magnetização remanescente, cuja inclinação e declinação são
desconhecidas. O domo alcalino de Tapira está quase totalmente encoberto por um manto
laterítico, enquanto que as poucas áreas de afloramento apresentam um estágio avançado de
decomposição (ARAÚJO et al., 2002). Sendo assim, não foi possível a coleta de amostras da
rocha intrusiva para estimar em laboratório a direção de magnetização, o que torna tão
importante a utilização de técnicas matemáticas que minimizem ou desconsiderem a direção
da magnetização remanescente antes da inversão desses dados.
Abaixo estão expostos os modelos 3-D da distribuição do contraste de susceptibilidade
obtidos pela inversão dos dados magnéticos observados para a região do Complexo Alcalino
de Tapira. Para tal foram considerados os resultados obtidos pelo cálculo do ACMA, do RTP
implementado pelo algoritmo de Fedi et al. (1994) e do ASVI, descrito por Paine et al. (2001).
Os resultados obtidos por esses modelos estão dispostos na tabela 1.
6.2.1 –Amplitude do Campo Magnético Anômalo (ACMA)
O modelo 3-D da distribuição de susceptibilidade gerado pela inversão dos dados
resultantes do cálculo da Amplitude do Campo Magnético Anômalo (ACMA) está disposto na
figura 23. O corte horizontal do modelo obtido está localizado na figura 24.
A figura 25 mostra o corte da parte norte e leste do corpo (3-D) gerado, com a indicação
dos baixos de susceptibilidade observados no centro do modelo.
79
Figura 23. Modelo 3-D da distribuição da susceptibilidade magnética obtida pela inversão dos dados
de ACMA. A legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI.
Figura 24. Corte horizontal do modelo 3-D da distribuição de susceptibilidade gerado a partir da
inversão dos dados de ACMA. Este corte intercepta o eixo horizontal sob a coordenada 309150 E. A
legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI.
(SI)
(SI)
80
Figura 25. Corte da parte norte e leste do modelo de distribuição da susceptibilidade gerado a partir
dos dados de ACMA. As setas indicam a localização dos complexos C-1, C-2 e S. A legenda de
contraste de susceptibilidade está em unidades do SI.
6.2.2 – Redução ao Pólo (RTP)
Na figura 26 observa-se o modelo 3-D da distribuição de susceptibilidade gerado pela
inversão dos dados obtidos pelo cálculo da Redução ao Pólo do Campo Magnético (RTP)
utilizando o algoritmo de Fedi et al. (1994). O corte horizontal do corpo e o modelo com a
localização dos baixos de susceptibilidade encontram-se dispostos nas figuras 27 e 28,
respectivamente.
C-1 S
C-2
(SI)
81
Figura 26. Modelo 3-D da distribuição da susceptibilidade magnética obtida pela inversão dos dados
de RTP. A legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI.
Figura 27. Corte horizontal do modelo 3-D da distribuição de susceptibilidade gerado a partir da
inversão dos dados de RTP. Este corte intercepta o eixo horizontal sob a coordenada 308400 E. A
legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI.
(SI)
(SI)
82
Figura 28. Corte da parte norte e leste do modelo de distribuição da susceptibilidade gerado a partir
dos dados de RTP. As setas indicam a localização dos complexos C-1, C-2 e S. A legenda de contraste
de susceptibilidade está em unidades do SI.
6.2.3 – Sinal Analítico da Integral Vertical (ASVI)
O modelo 3-D gerado a partir da inversão dos dados obtidos pelo cálculo do ASVI,
descrito por Paine et al. (2001) está disposto na figura 29. O corte horizontal do corpo e o
modelo com a localização dos baixos de susceptibilidade encontram-se dispostos nas figuras
30 e 31, respectivamente.
C-2/S C-1
(SI)
83
Figura 29. Modelo 3-D da distribuição da susceptibilidade magnética obtida pela inversão dos dados
de ASVI. A legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI.
Figura 30. Corte horizontal do modelo 3-D da distribuição de susceptibilidade gerado a partir da
inversão dos dados de ASVI. Este corte intercepta o eixo horizontal sob a coordenada 308300 E. A
legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI.
A
(SI)
(SI)
84
Figura 31. Corte da parte norte e leste do modelo de distribuição da susceptibilidade gerado a partir
dos dados de ASVI. As setas indicam a localização dos complexos C-1, C-2 e S. A legenda de
contraste de susceptibilidade está em unidades do SI.
Tabela 1. Dimensões e contrastes de susceptibilidades obtidas com os modelos gerados pela inversão
dos dados de ACMA, RTP e ASVI.
ACMA RTP ASVI
Extensão no eixo N-S (km) 8.2 9.8 10.3
Extensão no eixo E-W(km) 7.7 9.0 9.8
Profundidade do piroxenito (km) 17.0 16.0 15.5
Profundidade do C-1 (km) 3.5 3.5 3.5
Profundidade do C-2 e S (km) 1.0 1.5 2.2
Contraste de susceptibilidade (SI) 0.117 0.145 0.155
Volume (km3) 639.81 660.69 835.75
C-1
C-2/S
(SI)
85
6.3 – Discussão
O mapa do campo magnético gerado pela alcalina de Tapira (Figura 12) apresenta uma
anomalia com polarização reversa, ou seja, pólo negativo na parte norte da anomalia, pólo
positivo ao sul. No centro da anomalia, nota-se ainda a presença de um segundo dipolo,
porém este com polarização normal e circunscrito pela anomalia invertida.
O comportamento observado para a anomalia magnética externa (polarização invertida)
é gerado pela presença de uma forte magnetização remanescente com orientação diferente do
campo magnético atual. Esta magnetização remanescente está associada à presença do
piroxenito, que possui um forte comportamento ferromagnético (MANTOVANI et al., 1999;
SLAVEC et al., 2001), com predominância de cerca de 80% da intrusão ígnea de Tapira
(ARAÚJO et al., 2002).
A anomalia interna, com polarização normal, está relacionada à presença do corpo
carbonatítico no centro da alcalina (BROD, 1999). Como o carbonatito apresenta um
comportamento bem menos ferromagnético que o piroxenito, o campo magnético associado a
este é originado principalmente por indução magnética, preservando assim,
preferencialmente, a orientação do campo atual. Cordani e Shukowsky (2009) calcularam a
constante de Koenigsberger para a alcalina de Tapira, obtendo o valor de 2=Q , atestando
assim a forte componente da magnetização remanescente observada para o complexo alcalino.
. O gráfico da amplitude do sinal analítico (Figura 14) apresenta um baixo magnético no
centro do perfil, entre dois picos de maior intensidade. Esse comportamento condiz com o
esperado pela diferença de susceptibilidade observada entre o piroxenito (associado aos picos
mais elevados) e o carbonatito (ao centro da alcalina, apresentando comportamento menos
ferromagnético).
86
O método de RTP descrito por Baranov (1957) utiliza um operador de filtro que ajusta
os dados a uma condição de polarização vertical. Logo, o comportamento dipolar observado
para uma anomalia localizada em baixas latitudes é alterado para um formato
aproximadamente gaussiano, o qual seria observado se o mesmo corpo magnético estivesse
localizado no pólo magnético. Porém esse método assume que a anomalia magnética seja
gerada apenas por magnetização induzida (HINZE, 1990).
Para casos em que a magnetização remanescente possui pouca influência no vetor de
magnetização total, tendo a anomalia um comportamento dipolar, esse método pode
apresentar respostas satisfatórias. Porém, para casos com forte magnetização remanescente,
como o estudado, a anomalia gerada por esse método pode apresentar um comportamento
distorcido, não tendo correlação com o comportamento real do corpo magnético.
De fato, a anomalia magnética obtida pela aplicação desse método aos dados de Tapira
(Figura 17) apresenta um comportamento aproximadamente dipolar. Observa-se também que,
apesar do pólo positivo da anomalia apresentar uma tendência circular, esperada para o
contorno do domo alcalino, o pólo negativo apresenta um comportamento muito mais
alongado, com sentido quase N-S.
Como alternativa, o método de RTP foi calculado para o caso em estudo através do
algoritmo desenvolvido por Fedi et al. (1994), o qual considera a presença da magnetização
remanescente.
A anomalia filtrada por esse algoritmo (Figura 18) apresenta uma polarização
semelhante à esperada para uma anomalia com polarização vertical. Porém, tanto ao centro
dessa anomalia quanto ao norte, nota-se a presença de duas áreas com polarização negativa.
Para uma melhor análise desse padrão, os contornos do domo alcalino definidos por Brod
(1999) foram sobrepostos a esse mapa (Figura 19).
87
Essa sobreposição também foi feita para o mapa gerado pelo cálculo da ACMA (Figura
16), permitindo assim uma melhor comparação entre esses dois métodos.
Ao analisar os mapas obtidos por essas sobreposições, nota-se que os maiores valores
observados para o campo magnético concentram-se ao longo das litologias identificadas pó B-
1 (bebedourito) e B-2 (apatita clinopiroxênito). Este padrão fica evidente principalmente no
mapa referente à RTP (Figura 19). Esse padrão pode ser explicado pela presença de altos
teores de piroxenito em ambas as litologias, o qual apresenta um comportamento
ferromagnético muito mais forte do que a rocha encaixante.
Nestes mapas é possível notar também um baixo magnético na porção central do domo,
onde se observa a presença de C-1 (maior episódio de ocorrência carbonatítica identificada
por Brod, 1999).
Segundo Paine et al. (2001), o cálculo do VIAS apresenta um forte aumento das
componentes de baixas frequências, por que o cálculo da integral vertical amplifica essas
componentes geradas pelo sinal analítico. Para contornar o problema, foi aplicado um filtro do
tipo high-pass aos dados, considerando um comprimento de onda de 22 km. Apesar da
aplicação desse filtro, o mapa gerado pelo cálculo desse método (Figura 21) ainda apresentou
uma notável influência das componentes de baixa freqüência.
A anomalia magnética obtida por esse método apresenta um comportamento elipsoidal
com eixo maior orientado na direção N-S, enquanto que o eixo principal do domo alcalino
(Figura 3) tem direção NE. Nas laterais dessa anomalia, observa-se a presença de duas regiões
fortemente negativas, com amplitude de aproximadamente -1133 nT. Entretanto, essas
anomalias não apresentam correlação com a geologia local. Nesse mapa pode-se notar ainda
um forte efeito de borda, caracterizado pela presença de anomalias positivas ao longo dos
limites do mapa.
88
Como a resposta gerada pelo cálculo da VIAS para a alcalina de Tapira apresentou
pouca correlação com a geologia local, não foi realizada a inversão 3-D destes dados.
A susceptibilidade esperada para a rocha encaixante na região da intrusão alcalina é de
0.01 a 0.05 (SI – SHEARER, 2006); enquanto que a susceptibilidade do piroxenito é de
aproximadamente 0.125 (SI – TELFORD et al., 1990), resultando assim num contraste de
susceptibilidade médio de 0.12 (SI) entre a intrusão alcalina e a encaixante. As inversões dos
dados de ACMA, RTP e ASVI forneceram valores de contraste de susceptibilidade de 0.117,
0.145 e 0.155, respectivamente.
Comparando os valores de contraste de susceptibilidade obtidos pelas inversões dos
dados considerados e o valor teórico, nota-se que a inversão dos dados de ACMA foi a que
obteve o valor mais próximo do esperado para o corpo alcalino, apesar da diferença entre os
valores obtidos pelos demais modelos ser relativamente pequena, da ordem de 0.03 (SI).
O modelo gerado para a distribuição de susceptibilidade a partir dos dados de ACMA
apresenta maior extensão ao longo do eixo z, do que nos demais eixos (Figura 23). Esse
modelo apresenta uma profundidade máxima de 17.0 km (Figura 24), sendo a extensão
máxima nos eixos N-S e E-W de 8.2 e 7.7 km, respectivamente. As dimensões dos modelos
gerados permitem caracterizá-los como sendo estruturas do tipo pipe (SMITH, 2008).
Na parte sul deste modelo observa-se uma região de baixa susceptibilidade, localizada
entre as coordenadas 7800350N e 7797600N (Figura 25). Essas coordenadas coincidem com
os limites norte e sul do complexo carbonatítico C-1 (Figura 3).
Considerando que o contraste de susceptibilidade observado entre o carbonatito e a
rocha encaixante é menos expressivo do que em relação ao piroxenito, esta região de baixa
susceptibilidade pode ser explicada pela presença do complexo C-1. Sendo assim, a
profundidade do complexo C-1, estimada pela inversão dos dados de ACMA, é de
aproximadamente 3.5 km.
89
Na porção norte deste modelo, observa-se ainda a presença de dois pequenos vales,
caracterizados por baixos valores de susceptibilidade (Figura 25). Os limites norte e sul destes
estão localizados nas coordenadas 7802350N e 7801350N. Esses dois baixos de
susceptibilidade, por sua vez, estão associados à presença do complexo carbonatítico C-2 e do
Sienito (S). Segundo o modelo, estes corpos teriam aproximadamente 1.0 km de
profundidade.
Ao contrário do modelo obtido pela inversão dos dados de ACMA, as distribuições de
susceptibilidade geradas pela inversão de dados de RTP e ASVI apresentam uma menor
diferença entre as dimensões observadas nos três eixos. Gerando assim modelos com aspecto
mais esférico do que o obtido pelo ACMA.
O modelo de contraste de susceptibilidade gerado pela inversão dos dados de RTP
(Figura 27) apresentou um baixo de susceptibilidade ao sul do corpo com mergulho
aproximadamente vertical. Esse baixo está localizado sob as coordenadas 7801100N e
7799100N, sendo associado à presença do complexo C-1 nessa região do domo.
Na parte norte do corpo 3-D modelado, observa-se a presença de uma região com
susceptibilidade inferior à da intrusão (Figura 28). Essa região anômala esta associada à
localização do complexo carbonatítico C-2 e o sienito associado a este, observados na porção
norte do domo alcalino (Figura 3). Porém, ao contrario do modelo obtido para os dados de
ACMA (Figura 25), não foi observada diferenciação entre esses dois corpos em sub-
superfície.
A partir dos resultados dessa inversão, o complexo carbonatítico C-1 apresenta
profundidade de aproximadamente 3.5 km. Já o corpo menos ferromagnético ao norte da
intrusão, associado à presença do carbonatito C-2 e do sienito, apresenta uma profundidade de
1.5 km, sendo estes bem mais rasos do que os identificados no modelo gerado a partir dos
dados de ACMA.
90
A inversão dos dados de ASVI gerou um modelo 3-D levemente mais raso do que
aqueles obtidos através da inversão dos dados de ACMA e RTP, com profundidade de
aproximadamente 15.5 km. Porém, dos três modelos gerados, este foi o que apresentou maior
extensão lateral.
Tanto na parte norte quanto sul deste modelo podem ser observadas áreas de baixa
susceptibilidade associadas à presença dos complexos carbonatíticos C-1 e C-2, assim como
do sienito. Porém, da mesma forma que para o corpo gerado pela inversão dos dados de RTP,
neste modelo não foi observada uma diferenciação entre C-2 e o sienito. A profundidade pelo
modelo dos dados de ASVI obtida para estes complexos foi de 3.5 km para C-1 e 2.2 km para
C-2/S.
91
7. GRAVIMETRIA
7.1 – Processamento dos Dados Gravimétricos
A partir dos dados de gravidade medidos nas estações gravimétricas instaladas foi
calculado o mapa de Anomalia Bouguer Completa para a região (Figura 8). Para a separação
da componente residual do campo gravimétrico, associada à presença da intrusão alcalina, foi
aplicado o método do ajuste polinomial desenvolvido por Beltrão et al. (1991). O cálculo da
superfície filtrada dos dados regionais foi efetuado considerando um polinômio robusto de
grau 1 (RIBEIRO, 2008). O mapa obtido para o campo gravitacional residual, após essa
filtragem, está disposto na figura 32.
7.2 – Inversão 3-D dos Dados Gravimétricos
Na figura 33 está disposto o modelo 3-D gerado a partir da inversão dos dados
gravimétricos residuais observados para a região da alcalina de Tapira, e na figura 34, o perfil
com sentido N-S do modelo. A tabela 2 contém as principais características obtidas para o
modelo 3-D gravimétrico.
92
Figura 32. Mapa da anomalia Bouguer residual observada para a área estudada.
Tabela 2. Dimensões, em quilômetros, obtidas pelo modelo gerado a partir dos dados de gravimetria.
Gravimetria
Extensão no eixo N-S (km) 9.0
Extensão no eixo E-W(km) 8.0
Profundidade do piroxenito (km) 16.5
Profundidade do C-1 (km) -
Profundidade do C-2 e S (km) 1.0
Contraste de densidade (g/cm3) 0.26
Volume do piroxenito (km3) 622.99
93
Figura 33. Modelo 3-D da distribuição da densidade obtida pela inversão dos dados de gravimetria
medidos na região da alcalina de Tapira.
Figura 34. Corte horizontal do modelo 3-D da distribuição de densidade gerado a partir dos dados de
gravimetria. Para tal foi considerado um perfil localizado na coordenada 307942E.
(g/cm3)
(g/cm3)
94
7.3 – Discussão
Para o modelo 3-D gerado na inversão dos dados gravimétricos obteve-se uma
profundidade de aproximadamente 16.5 km. Enquanto que no plano horizontal, este apresenta
dimensões de aproximadamente 9.0 km no eixo N-S e 8.0 km no sentido E-W.
A densidade média observada para o piroxenito é de 3.0 g/cm3, enquanto que a do
carbonatito é cerca de 2.71 g/cm3 (RIBEIRO e MANTOVANI, 2008). A composição da
escama intermediaria do grupo Canastra (Figura 2) permite aproximar o valor da densidade da
rocha encaixante do valor médio da densidade da crosta terrestre superior, de 2.67 g/cm3.
Logo, o contraste de densidade esperado entre o piroxenito e a rocha encaixante é de 0.33
g/cm3, e o contraste entre o carbonatito e o piroxenito é de 0.29 g/cm3.
O intervalo para o contraste de densidade encontrado pelo modelo 3-D (Figura 33) para
o corpo intrusivo em relação à rocha encaixante foi de 0.26 a 0.39 g/cm3, o qual é condizente
com o valor de contraste esperado pela literatura.
A instalação das estações gravimétricas, tanto sobre o domo alcalino como nas áreas
adjacentes, foi limitada pela inexistência de vias de acesso a grande parte destes locais, como
por exemplo, nas áreas de despejo de rejeito liquido da Fosfértil (mineradora responsável pela
exploração da alcalina de Tapira).
A partir do mapa do domo alcalino apresentado por Brod (1999 – Figura 3), observa-se
que o complexo carbonatítico C-1 apresenta diâmetro menor do que 2.0 km. Considerando
que o espaçamento utilizado no levantamento gravimétrico terrestre sobre a região do domo
alcalino foi de 1 km, e que o acesso a região do domo onde este complexo se encontra foi
restrita, o levantamento não apresenta o detalhamento necessário para identificar precisamente
o contraste de densidade deste complexos com o piroxenito. De fato, a parte sul do modelo
95
3D gerado não apresentou uma zona de baixa densidade, a qual seria esperada pelo contraste
de densidade entre o maior complexo carbonatitico (C-1) e o piroxenito.
Entretanto, na parte noroeste do modelo 3D, onde a malha gravimétrica apresenta uma
maior densidade (Figura 32), foi possível obter a resposta gravimétrica associada ao complexo
carbonatítico C-2 e o sinenito S associado, apesar destes possuírem um diâmetro menor do
que C-1. O baixo gravimétrico associado a estas litologias está localizado entre as
coordenadas 7801600N e 7800200N e obteve a profundidade de 1.0 km.
O contraste de densidade observado entre o carbonatito e o piroxenito obtido pela
inversão gravimétrica é de -0.26 a -0.13 g/cm3. Considerando que os valores médios de
densidade observados para o carbonatito e para a rocha encaixante são muito próximos,
diferença de 0.04 g/cm3, a resposta observada pelo modelo 3D para estas duas litologias não
apresenta diferença (Figura 34).
96
8. COMPARAÇÃO ENTRE OS MODELOS 3-D
MAGNÉTICOS E GRAVIMETRICOS
Pela comparação dos modelos 3-D obtidos a partir da inversão dos dados magnéticos,
nota-se que, aquele com valor de susceptibilidade mais próximo do esperado pela literatura,
foi o gerado pelos dados de ACMA (Figura 24) apesar da diferença entre a susceptibilidade
obtida pelos demais modelos ser relativamente pequena, da ordem de 0.03 (SI).
As inversões dos dados de RTP (Figura 27) e ASVI (Figura 30 – dados magnéticos)
geraram corpos com comportamentos mais esféricos, apresentando pouca diferença entre as
dimensões nos eixos x, y e z (Tabela 1). Esse formato fica evidente principalmente para a
inversão dos dados do ASVI.
As inversões dos dados gravimétricos (Figura 33) e dos dados de ACMA (magnéticos)
geraram modelos com comportamento mais alongados do que o observado para as demais
inversões. Tal característica aproxima esses modelos do comportamento observado para
estruturas do tipo pipe (SMITH, 2008).
Segundo Tavares et al. (2008) o contato entre a intrusão alcalina e a rocha encaixante é
bem vertical e irregular. O comportamento em sub-superfície apresentado pelos modelos
gerados pela inversão dos dados de gravimetria (Figura 33) e ACMA (Figura 23) são os que
mais se aproximam com o observado por esses autores.
Para uma melhor comparação entre os modelos magnéticos e o modelo gravimétrico,
estes foram sobrepostos. Os resultados obtidos por essas sobreposições estão dispostos nas
97
figuras 35, 36 e 37. Os modelos expostos nessas figuras foram mantidos translúcidos para
evidenciar a área de intersecção destes.
Figura 35. Sobreposição do modelo 3-D gerado pelos dados de ACMA (vermelho) e gravimétrico
(azul).
A diferença média entre as profundidades apresentadas pelos modelos magnéticos
(ACMA, RTP e ASVI) foi de 1.5 km, sendo o modelo mais superficial gerado pelos dados de
ASVI e o mais profundo, pelo ACMA (Tabela 1). O modelo gerado pela inversão dos dados
gravimétricos apresentou uma profundidade máxima de 16.5 km associada à intrusão alcalina.
Logo, a diferença de profundidade média entre os modelos magnéticos e o gravimétrico é de
aproximadamente 0.34 km.
N Pr
ofun
dida
de (m
) Leste
98
Figura 36. Sobreposição do modelo 3-D gerado pelos dados de RTP (verde) e gravimétrico (azul).
Figura 37. Sobreposição do modelo 3-D gerado pelos dados de ASVI (magenta) e gravimétrico (azul).
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undi
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(m)
Leste N
N
Prof
undi
dade
(m)
Leste
99
A principal diferença observada entre os modelos gerados pelos métodos da gravimetria
e da magnetometria reside na largura do modelo gerado (Figuras 35, 36 e 37). Essa diferença
se torna evidente principalmente entre os modelos de gravimetria e o gerado pelos dados de
ASVI (Figura 37).
A diferença de espessura obtida para os modelos gerados por esses métodos pode ser
explicada em parte pela variação na distribuição das propriedades físicas consideradas
(susceptibilidade e densidade), principalmente ao longo do contato geológico entre a rocha
encaixante e a intrusão alcalina (PEREIRA; MANTOVANI; SANTOS, 2010). Este
comportamento, por sua vez, teria origem no processo de fenitização observado nos limites do
complexo alcalino (MELO, 1997; SILVA, 2003).
Os modelos magnéticos gerados pelos dados de ACMA, RTP e ASVI, obtiveram a
mesma profundidade para o carbonatito C-1 (Figura 3), de 3.5 km (Tabela 1). Já para o
complexo carbonatítito C-2 e sienito (S), a diferença máxima entre as profundidades obtidas
foi de 1.2 km, sendo a maior profundidade obtida pela inversão dos dados de ASVI (2.2 km) e
a menor pelos de ACMA (1.0 km). É importante ressaltar também que apenas no modelo de
ACMA é visível uma divisão entre os complexos C-2 e S (Figura 25).
O espaçamento utilizado ao longo do levantamento gravimétrico, e a inviabilização do
acesso a algumas partes do domo alcalino, não permitiram o detalhamento necessário para
que fosse possível obter informações do comportamento em sub-superfície do complexo
carbonatítico C-1, não sendo possível a comparação das profundidades deste complexo com
as obtidas pelos modelos magnéticos.
Entretanto, a maior quantidade de estações gravimétricas instaladas na porção noroeste
da alcalina permitiu registrar a resposta gravimétrica associada aos complexos C-2 e S. Como
o carbonatito e o sienito possuem densidades menores do que a do piroxenito, estes
apresentaram contraste de densidade negativo de -0.26 a -0.13 g/cm3. A profundidade obtida
100
pelo modelo gravimétrico para estes complexos é de 1.0 km, coincidindo com o observado
para o modelo gerado pelos dados de ACMA.
Pela análise das figuras 35, 36 e 37, nota-se que o modelo magnético que obteve um
comportamento mais próximo do observado para o modelo gravimétrico foi o gerado pelos
dados de ACMA. A diferença entre os volumes obtidos entre esses modelos foi de
aproximadamente 16.82 km3, o que representa menos de 3% do volume total do modelo
gravimétrico.
A inversão dos dados de RTP (Figura 36), implementada pelo algoritmo de Fedi et al.
(1994), gerou um modelo com contato bem irregular entre o corpo e a rocha encaixante. A
parte sul deste modelo apresenta um comportamento vertical, semelhante aos limites
observados para o modelo gravimétrico. Entretanto, a porção norte do modelo apresenta uma
tendência mais inclinada e irregular, divergindo do comportamento esperado para o corpo
alcalino em sub-superfície (TAVARES et al., 2008).
A diferença entre o volume obtido pelo modelo gerado pelos dados de RTP e o
gravimétrico é de aproximadamente 37.7 km3, o que representa cerca de 6% do volume total
do modelo gravimétrico.
As profundidades obtidas pelo modelo do RTP para os complexos carbonatíticos (C-1 e
C-2) e para o sienito (S – Tabela 1) são bem próximas das apresentadas pelo modelo de
ACMA. Indicando que, apesar de o modelo de RTP não ter apresentado uma boa correlação
com o comportamento em sub-superfície gerado pelo modelo gravimétrico, este obteve uma
boa aproximação das profundidades dos complexos carbonatíticos e do piroxenito.
O modelo gerado pela inversão dos dados de ASVI (Figura 37) apresentou um
comportamento mais esférico do que o observado para o de gravimetria. Apesar de este
modelo ter obtido a mesma profundidade que os demais (ACMA e RTP) para o complexo
carbonatítico C-1, nota-se que gerou um falseamento na extensão lateral do corpo,
101
apresentando um volume muito maior do que o observado para os demais modelos. A
diferença entre o volume obtido por este modelo e o de gravimetria foi de aproximadamente
212.76 km3, o que representa cerca de 34.15% do volume total do modelo gravimétrico. Este
modelo também apresentou um exagero vertical na profundidade dos complexos C-2 e S
(Figura 3), sendo a profundidade obtida para esses complexos mais que o dobro da observada
para o modelo gerado pelo ACMA e pelos dados gravimétricos.
O modelo gerado a partir dos dados de ASVI apresentou menor proximidade com o
comportamento obtido pelo modelo gravimétrico, em comparação aos demais modelos
obtidos. Segundo Li et al. (2010), tanto o VIAS quanto o ASVI propostos por Paine et al.
(2001) apresentam uma inconsistência entre os dados transformados, os quais não são
anomalias magnéticas reais, e a inversão desses dados utilizando o algoritmo implementado
pelo programa MAG3D (2002), o qual considera que a anomalia magnética é gerada apenas
pela magnetização induzida.
102
9. CONCLUSÃO
A seguir são apresentadas as principais conclusões obtidas a partir da analise feita ao
longo desta tese.
9.1 – Gamaespectrometria
Um dos objetivos deste trabalho foi confrontar a resposta gamaespectrométrica para a
região da alcalina de Tapira com as informações da geologia local. Este método analisa a
emissão de raios gamas gerado pela desintegração dos núcleos dos átomos de K, Th e U sob
condições naturais. Rochas com diferentes teores desses elementos apresentam respostas
distintas, permitindo assim a identificação das litologias superficiais de uma determinada área.
Zonas de falhas e empurrões, assim como áreas com a presença de lâminas de água profundas
(lagos, lagoas, rios), também apresentam reposta gamaespectrométrica característica,
possibilitando assim um maior detalhamento das litologias identificadas nos mapas
geológicos.
Ao comparar os mapas gerados pela aplicação desse método com o mapa da geologia
local, foi possível identificar a resposta gamaespectrométrica associada às principais litologias
superficiais da região. Esse método permitiu também identificar pontos em que se observa a
resposta gamaespectrométrica da cobertura fanerozóica em outros locais além dos indicados
no mapa geológico. Para confirmar a presença dessas coberturas nestes pontos seriam
necessárias observações in loco.
103
A alcalina de Tapira está localizada numa região marcada pela presença de falhas de
calvagamento do Cinturão Móvel Brasilia (RIBEIRO, 2008). A disposição das falhas ao
longo da região e a atuação do intemperismo e hidrografia local, afetam drasticamente a
distribuição dos elementos radiométricos ao longo das litologias, gerando assim uma resposta
gamaespectrométrica única para a região.
A escama intermediária (Grupo Canastra) é identificada no mapa geológico como tendo
uma composição homogênea, entretanto a resposta gamaespectrométrica dessa litologia
apresenta um comportamento heterogêneo com alternância de áreas com diferentes contagens
dos elementos radiométricos, condicionados pela alta presença de falhas ao longo dessa
litologia.
Os complexos alcalinos de Tapira e Araxá apresentam uma resposta
gamaespectrométrica característica, sendo fácil sua identificação nos mapas gerados. Também
é observada uma assinatura gamaespectrométrica característica para a sinforma de Araxá,
assim como para os principais contatos litológicos da região.
9.2 – Magnetometria e Gravimetria
Neste trabalho buscou-se também determinar o volume da intrusão alcalina e sua
geometria em sub-superfície. Para tal, foram utilizados os métodos de aeromagnetometria e
gravimetria terrestre, os quais permitem delimitar lateralmente a fonte de uma anomalia em
relação à rocha encaixante a partir dos contrastes de susceptibilidade e densidade observados
entre elas.
Porém, até o momento, ainda não foi obtida uma técnica que permita obter o modelo 3D
diretamente dos dados magnéticos observados em campo, quando estes apresentam
104
magnetização remanescente intensa. Por isso foram comparadas diferentes técnicas de
processamento dos dados magnéticos que minimizam ou independem da presença da direção
da magnetização antes da inversão 3D destes. Foram considerados os métodos de Redução ao
Pólo (RTP), Amplitude do Campo Magnético Anômalo (ACMA), Integral Vertical do Sinal
Analítico (VIAS) e Sinal Analítico da Integral Vertical (ASVI).
Os dados magnéticos gerados pelos cálculos dessas técnicas foram analisados e
utilizados para inversão do modelo 3D do corpo alcalino. Esses modelos foram comparados
não apenas entre si, mas também confrontados com o modelo gerado pelos dados de
gravimetria, com as informações geológicas disponíveis sobre o contato observado entre a
intrusão alcalina e a rocha encaixante (TAVARES et al., 2008) e o valor de susceptibilidade
esperado pela literatura. Os limites dos complexos carbonatíticos (C-1 e C-2) e sienito (S)
observados nos modelos magnéticos foram confrontados com as coordenadas geográficas
desses corpos obtidas a partir do mapa do domo alcalino (Figura 3) obtido por Brod (1999).
Com base nos resultados dessas comparações, pode-se concluir que o modelo gerado a
partir dos dados de ACMA foi o que obteve a melhor representação do comportamento em
sub-superfície do complexo alcalino. Este modelo forneceu ainda uma boa aproximação das
profundidades dos complexos carbonatíticos C-1 e C-2 e do sienito S (Figura 3), sendo este
modelo único a evidenciar uma diferenciação entre os complexos C-2 e S.
Os resultados permitiram ainda concluir que apesar do modelo gerado pelos dados de
RTP implementados pelo algoritmo desenvolvido por Fedi et al. (1994) não ter apresentado
uma correlação satisfatória com o comportamento esperado para a intrusão alcalina em sub-
superfície, este apresentou uma aproximação satisfatória das profundidades esperadas para
intrusão alcalina e para os complexos C-1, C-2 e S. Podendo ser utilizado como um método
alternativo para casos em que o cálculo do ACMA não se ajusta bem aos dados utilizados.
105
O modelo gerado pela inversão dos dados de ASVI obteve a mesma profundidade para o
carbonatito C-1 que os demais modelos magnéticos, no entanto apresentou mais que o dobro
da profundidade para os complexos C-2 e S. Este modelo possui ainda grandes extensões
laterais, apresentando um comportamento aproximadamente esférico, diferindo do contato
vertical esperado entre a intrusão ígnea e a encaixante (TAVARES et al., 2008), permitindo
concluir que o resultado da inversão feita a partir dos dados de ASVI foi insatisfatório.
De fato, Li et al. (2010) ressaltam a inconsistência observada entre os dados
transformados pelo ASVI e a inversão destes pelo algoritmo do programa MAG3D (2002), o
qual considera que a anomalia magnética é gerada apenas pela magnetização induzida.
A escolha de um método de inversão que permita aproximar adequadamente o
comportamento em sub-superfície de um corpo magnético em relação à encaixante é muito
importante. Porém, muitas vezes em ambientes naturais, as anomalias magnéticas podem
apresentar um comportamento muito mais complexo do que os observados para os modelos
sintéticos. A anomalia magnética associada à alcalina de Tapira utilizada neste estudo, por
exemplo, não apenas apresenta uma componente remanescente forte, como possui uma
configuração complexa (uma anomalia com polarização normal intrínseca a outra inversa).
A inversão dos dados fornecidos pelo método do ACMA pode fornecer uma boa
aproximação com comportamento 3D de uma estrutura magnética em sub-superfície, sendo
cálculo deste bem simples. Porém, é importante ressaltar que este método não é absoluto.
O método do RTP implementado pelo algoritmo de Fedi et al. (1994) provavelmente
apresentaria uma melhor resposta para a redução do campo se aplicado a um caso em que a
anomalia magnética remanescente possua um arranjo mais simples.
106
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