Modelagem Geoelétrica 3D da Porção Central da Bacia do Paraná

Transcrição

1 Ministério da Ciência e Tecnologia Observatório Nacional Modelagem Geoelétrica 3D da Porção Central da Bacia do Paraná Alan Freitas Machado Tese apresentada como requisito parcial para a obtenção do grau de Doutor em Geofísica Orientador: Dr. Jandyr de Menezes Travassos

2 Rio de Janeiro - outubro de 2003 A Tese foi apresentada às 14:00 horas do dia 10 de outubro de 2003, no auditório do Observatório Nacional, sendo a banca examinadora composta por: Dr. Jandyr de Menezes Travassos (orientador, Presidente) (ON) Dr. Luiz Rijo (UFPA) Dr. Marcelo Sousa de Assumpção (IAG - USP) Dr. Jorge Leonardo Martins - (ON/MCT) Dr. Marco Polo Pereira da Boa Hora (UFF/PETROBRAS) Dr. (Edison José Milani)(suplente) (PETROBRAS) Dr.Valéria Cristina Barbosa (suplente) (LNCC)

3 Conteúdo AGRADECIMENTOS vi RESUMO vii ABSTRACT viii 1 INTRODUÇÃO 1 2 GEOLOGIA DA BACIA DO PARANÁ Bacia do Paraná Estratigrafia Arcabouço Tectônico Embasamento Aracabouço Estrutural Principais elementos estruturais da bacia Arco de Ponta Grossa Evolução Tectono-Sedimentar Geologia Local O MÉTODO MT 22 ii

4 CONTEÚDO iii 3.1 Fontes de Sinais Teoria do Método MT Características Elétricas O Tensor de Impedância PROCESSAMENTO Decomposição de Z Estimativa do Strike Regional Correção do Static Shift INVERSÃO 2D Modelagem Direta 2D MT Modelagem Numérica O Método de Inversão Algoritmo de Minimização Interpretação dos resultados da Inversão 2D MODELAGEM 3D O Algoritmo de Modelagem 3D O Modelo MOD O Modelo MOD Fase 1: Tentativa-e-Erro Fase 2: Análise de Sensibilidade

5 CONTEÚDO iv 7 CONCLUSÃO 72 8 APÊNDICE FIGURAS DE RESISTIVIDADE E FASE DAS LINHAS 1 a Figuras da linha 1 (Resistividade) Figuras da linha 1 (Fase) Figuras da linha 2 (Resistividade) Figuras da linha 2 (Fase) Figuras da linha 3 (Resistividade) Figuras da linha 3 (Fase) Figuras da linha 4 (Resistividade) Figuras da linha 4 (Fase) FIGURAS DE RESISTIVIDADE E FASE DAS LINHAS 5 a DAT Figuras da linha 5 (Resistividade) Figuras da linha 5 (Fase) Figuras da linha 6 (Resistividade) Figuras da linha 6 (Fase) Figuras DAT2 (Resistividade) Figuras DAT2 (Fase) FATIAS DO MODELO NA DIREÇÃO NE-SW Modelo estações grupo DAT Modelo estações linha 1 e linha Modelo estações linha 3 e linha

6 CONTEÚDO v Modelo estações linha 5 e linha Modelo estações linha REFERÊNCIAS 123

7 CONTEÚDO vi AGRADECIMENTOS Ao meu orientador e amigo, Dr. Jandyr de Menezes Travassos. A ele devo um agradecimento especial, por me acolher e me apoiar no novo rumo do meu doutoramento. Seu suporte começou mesmo antes do efetivo início deste trabalho, através de várias discussões e esclarecimentos. Sua dedicação a mim, como aluno, deveria servir de exemplo a todos orientadores. Espero que possamos manter o profissionalismo e amizade durante muitos anos! Ao carinho e atenção de minha mãe, meu pai (em memória), que sempre demonstraram grande apoio. Meu agradecimento especial aos colegas e amigos André Guttmann, Simone Daflon, André Virman, Simone André, Kátia e a minha grande amiga Flaviana, pelo apoio, ajuda, dedicação e conforto nas horas mais difíceis. Ao Dr. Jorge Leonardo, pela ajuda no aprendizado do LATEX. e outras mais. Ao amigo Dr. Paulo de Tarso, pela valiosa ajuda na Geologia de minha área A todos os colegas da pós-graduação do ON, aqui não mencionados, pela amizade, companheirismo e por tantas ajudas prestadas ao longo destes anos de doutoramento. Ao suporte técnico fornecido por Paulo Buarque e Juarez. Aos servidores Fábio, Farias, Graça, Emanoelle, Germano e Iara por sua dedicação e apoio. Ao amigo Constantino (Puxiu) por ser sempre prestativo e dedicado. Ao meu amigo Manoel, por sua paciência e dedicação comigo.

8 CONTEÚDO RESUMO vii Esta tese apresenta um modelo geoelétrico tridimensional para a porção central da Bacia do Paraná. A maior parte da bacia intracratônica possui um volume de basalto em terra de 2 km de espessura, cobrindo uma área de km 2. O modelo foi construído a partir de 136 estações MT ao longo de 9 perfis SW-NE, e um NW-SE, com uma faixa de freqüência variando de s a 1000 s. O espaçamento entre as estações é compatível com a geologia regional. Os modelos invertidos bidimensionais foram usados produzir um modelo 3D inicial. O modelo obtido revela uma bacia de estrutura sedimentar através de seu embasamento, atingindo profundidades crustais inferiores. De uma forma mais especial, revelou uma estrutura mais complexa para o Arco de Ponta Grossa, que já fora pensado em trabalhos anteriores. Há alguma indicação de acreção de material mantélico na base da crosta. Isto se deve as oscilações na espessura crustal e zoneamento pelos valores de condutividade. Os modelos invertidos bidimensionais foram usados para produzir um modelo 3D inicial. O modelo obtido cobre a crosta inteira, alcançando profundidades crustais mais baixas. A volumosa camada de basalto intrudido na parte sedimentar varia entre 300 m a 1 km. Uma crosta resistiva de 1600 ohm.m, atingindo profundidades variando entre quilômetros. Uma camada identificada como gabro podendo alcançar 25 quilômetros de espessura, sendo um mecanismo apropriado para explicar uma crosta espessa. Tanto o gabro quanto a transição ao manto superior estão no limite de nossa série de dados. Suas espessuras e resistividades foram obtidos com um procedimento da análise de sensibilidade. A seção sedimentar assim como a crosta resistiva é seccionada pelos enxames dos dikes de diabásio, que são requeridos pelo modelo. Uma outra característica importante é a necessidade de se modelar fortes condutores profundamente encaixados na crosta resistiva ou na camada gabróica, provavelmente devido à presença de fluídos confinados na crosta. A existência desses condutores é confirmada pelo comportamento do campo vertical. O resultado do modelo 3D aqui apresentado por um processo de modelagem direta esclarece várias feições da geologia regional.

9 CONTEÚDO ABSTRACT viii This thesis presents a 3D geoeletric model for the central part of Paraná Basin, Brazil, constructed from 136 MT sites covering an area of km 2. Two-dimensional inverted models were used to produce an initial 3D model. The obtained model covers the whole crust, reaching lower crustal depths. The voluminous basalt layer intruded in the sedimentary cover varied between 300 m to 1 km. A resistive crust, 1600 ohm.m, reaches km depth ending at either an igneous rock layer or right at the mantle. That gabbroic layer may reach 25 km of thickness, being a suitable mechanism for explaining a thick crust. Both gabbro and the transition to the upper mantle are right at the limit of our data set. Their thickness and resistivity were obtained through a sensitivity analysis procedure. The sedimentary section as well as the resistive crust are sectioned by diabase dikes swarms, which are required by the model. Another important feature is the need to model strong conductors deeply embedded either in the resistive crust or in the gabbroic layer, probably due to the trapping of fluids in the crust. None of these conductive bodies are sectioned by dikes. The vertical field appears to confirm the existence of those conductors. The 3D model presented here clarifies and extends the findings of the knowledge of that region.

10 Lista de Figuras 2.1 Mapa de localização da Bacia do Paraná na América do Sul Carta Estratigráfica da Bacia do Paraná Mapa de espessura total do preenchimento da Bacia do Paraná (sedimentos e rochas ígneas) Mapa geológico simplificado da Bacia do Paraná, com profundidade do embasamento e referências geográficas Diagrama em roseta das extensões de lineamentos Mapa com a localização das principais feições estruturais da Bacia do Paraná Seções paleoestruturais ilustrando a evolução tectônica da Bacia do Paraná Limites e geometria da Bacia do Paraná Atividade tectônica da Bacia do Paraná Mapa geológico com as estações Mapa estrutural com as estações MT Espectro das flutuações do campo geomagnético Resistividade elétrica de alguns materiais Decomposição GB ponto a ponto dos dados da estação de sondagem Resistividade e Fase após a decomposição GB Distribuição do Erro Inversão 1D botucatu correção estática correção estática residual Perfil 2D da linha Perfil 2-D da linha Perfil 2-D da linha Núcleo 3D Distribuição das estações no núcleo do modelo 3D Distribuição das estações no núcleo do modelo 3D Pseudo-seção de resistividade ix

11 LISTA DE FIGURAS x 6.5 Pseudo-seção de fase res e fase ajustadas no MOD Resistividade após imposição de dique Corpo condutivo 1 do MOD Corpo condutivo 1 do MOD Corpo condutivo 1 do MOD Profundidade do manto Sintético da Profundidade do manto Resistividade do manto Resistividade da crosta Resistividade do gabro Sintético da resistividade do gabro Modelo final em fatias em x Modelo final em perspectiva Vetores de indução correlação entre a subducção abaixo do Gondwana Modelo final Resistividade da Linha Resistividade da Linha Fase da Linha Fase da Linha Resistividade da Linha Resistividade da Linha Resistividade da Linha Fase da Linha Fase da Linha Fase da Linha Resistividade da linha Resistividade da Linha Resistividade da Linha Fase da Linha Fase da Linha Fase da Linha Resistividade da Linha Resistividade da Linha Resistividade da Linha Fase da Linha Fase da Linha Fase da Linha Resistividade da Linha Resistividade da Linha

12 LISTA DE FIGURAS xi 8.25 Fase da Linha Fase da Linha Resistividade da Linha Fase da Linha Resistividade das estações grupo DAT Resistividade das estações grupo DAT Fase das estações grupo DAT Fase das estações grupo DAT Modelo estações grupo DAT Modelo estações linha Modelo estação linha Modelo estações linha Modelo estações linha Modelo estações linha Modelo estações linha Modelo estações linha

13 Capítulo 1 INTRODUÇÃO Estudos MT em escala crustal tipicamente utilizam períodos da ordem de centésimos até centenas de segundos. Embora, teoricamente, o acesso a profundidades cada vez maiores seja possível medindo-se campos em períodos cada vez mais longos. Investigações MT do manto existem desde a década de 70, mas somente nos últimos anos, com o desenvolvimento de sensores de alta qualidade para períodos mais longos (até 3000 s), juntamente com o avanço na metodologia de processamento de dados, têm-se publicado trabalhos ligados a sondagens MT profundas com mais freqüência. Este trabalho consiste de um estudo MT na região da porção central da Bacia do Paraná. O objetivo principal desta tese é modelar tridimensionalmente a porção central da Bacia do Paraná usando o método magnetotelúrico (MT) na tentativa de contribuir para o conhecimento das estruturas da região crustal e do manto sob a Bacia, fornecendo novos vínculos aos modelos de evolução crustal. Na região da porção central da Bacia do Paraná foram implantadas 195 sondagens MT das quais foram utilizadas 124 sondagens denominadas DAT1 na faixa de 300 Hz a 300 S, conjunto que engloba as melhores estações, sem estações repetidas. O escopo original desse grande levantamento MT foi um levantamento regional visando a prospecção de hidrocarbonetos pela Paulipetro na década de 80. Além das 124 estações foram adicionadas 12 estações denominadas DAT2 na faixa de 300 Hz a 1000 S, coletados a leste da área estudada na década de 90 (Menezes, 1996). Na seqüência do texto desta tese, descreve-se no capítulo 2 os aspectos sobre a geologia e a tectônica relevantes para este estudo. Em seguida, no capítulo 3, são expostos os fundamentos teóricos do método MT. O capítulo 4 refere-se à análise dos dados e interpretação de seus resultados, dedicando-se também à decomposição do tensor de impedâncias. O capítulo 5 refere-se as inversões e interpretações dos dados 2D. O capítulo 6 refere-se a modelagem 3D e interpretações. As conclusões encontram-se no capítulo 7. 1

14 Capítulo 2 GEOLOGIA DA BACIA DO PARANÁ 2.1 Bacia do Paraná A Bacia do Paraná é a maior bacia intracratônica da América do Sul, ocupando uma área de cerca de km2, abrangendo Brasil, Paraguai, Uruguai e Argentina (Figura 2.1). Possui um formato alongado na direção N-NE, com aproximadamente km de comprimento e largura média de 900 km. Dois terços da porção brasileira da bacia são cobertos por extensos derrames de lava basáltica. O depocentro da bacia, atingindo cerca de 7.000m de profundidade, está localizado aproximadamente no seu centro geométrico (Figura 2.3). O conjunto de rochas sedimentares e vulcânicas que constituem a Bacia do Paraná representa a superposição de pacotes depositados em três diferentes ambientes tectônicos, decorrentes da dinâmica de placas que conduziu a evolução do Gondwana no tempo geológico. Por isso, limites foram muito variáveis no tempo, sendo que a configuração atual não retrata com nitidez aquilo que já foi um grande mar, diretamente conectado com o Oceano Pacífico Paleozóico, e cobrindo uma extensa área do continente gondwânico, hoje fragmentado em vários pedaços (América do Sul, África, Antártica, Madagascar, Austrália e Índia). Essas rochas, com idades variando do Siluriano ao Cretáceo, se desenvolveram completamente sobre a crosta continental (Cordani et al., 1984). Esta bacia é comumente descrita na literatura como uma sinéclise ou bacia intracratônica. Entretanto, outras classificações também lhe são atribuídas, tais como: bacia de interior próximo (Baccocoli e Aranha 1984); interior estável remoto (Almeida 1981); tipo 1 de Klemme 1971 (Asmus e Porto 1972) e tipo 2A complexa de Klemme 1980 (Fulfaro et al., 1982). Dentre os recursos minerais da Bacia do Paraná são registradas ocorrências de carvão em depósitos deltaicos permianos, gemas em geodos de lavas, água de aqüíferos eólicos jurássicos, rochas carbonáticas permianas, e grandes reservas de folhelhos pirobetuminosos (Formação Irati). Em alguns locais da bacia, existe ainda, uma certa produção de diamantes. A ocorrência de petróleo e gás natural são consideradas, até o presente momento, como subcomerciais. 2

15 CAPÍTULO 2. GEOLOGIA DA BACIA DO PARANÁ 3 Figura 2.1: Mapa de localização da Bacia do Paraná na América do Sul. (Gabaglia et al., pg 137).

16 CAPÍTULO 2. GEOLOGIA DA BACIA DO PARANÁ Estratigrafia Dentre os principais trabalhos sobre a estratigrafia da Bacia do Paraná podemos citar os de White (1908), Sandford e Lange (1960), Daemon e Quadros (1970), Northfleet et al., (1969), Schneider et al., (1974), Soares et al., (1974), Almeida (1986), Zalán et al., (1986, 1987) e França e Porter (1988). Adotou-se para este trabalho a coluna estratigráfica (Figura 2.2) proposta por Zalán et al., (1990) modificada por Milani et al., (1997), porque é o resultado da compilação de trabalhos anteriores conjugado à introdução de conceitos estratigráficos até então inéditos. Zalán et al., (1987) reconhecem na Bacia cinco grandes seqüências deposicionais, a saber, Siluriana, Devoniana, Permo-Carbonífera, Triássica e Juro-Cretácica. Estas são constituídas por pacotes de rochas limitados por discordâncias de escala regional, cada um constituído de uma ou mais unidades litoestratigráficas formais.

17 CAPÍTULO 2. GEOLOGIA DA BACIA DO PARANÁ 5 Figura 2.2: Carta Estratigráfica da Bacia do Paraná, (Milani et al., 1993, modificado do boletin da Petrobrás, n o 1, vol 8, 1993)

18 CAPÍTULO 2. GEOLOGIA DA BACIA DO PARANÁ 6 SEQÜÊNCIA SILURIANA Iniciou-se com a sedimentação continental a transicional da Fm. Rio Ivaí, seguida pelos depósitos transgressivos da Fm. Vila Maria e regressivos da Fm. Furnas. A deposição desses sedimentos deu-se em um golfo completamente aberto para oeste, devido a inexistência do Arco de Assumpção nessa época (Zalán et al., PETROBRAS ). SEQÜÊNCIA DEVONIANA Representada pela Fm. Ponta Grossa, discordantemente sobre a Fm. Furnas. É composta por arenitos transgressivos basais, gradando para folhelhos marinhos. Deposição em mar restrito, ligado ao Proto-Pacífico a sul e a norte do Arco de Assumpção, já ativo desde o Eodevoniano. SEQÜÊNCIA PERMO-CARBONÍFERA No Eopermiano, inicia-se a deposição do Grupo Itararé em ambiente continental (Fm. Campo do Tenente), passando a marinho (Fm. Mafia e Rio do Sul), a sedimentação desse grupo sofreu forte influência glacial. Na porção norte da bacia, os sedimentos continentais contemporâneos ao Grupo Itararé são denominados de Fm. Aquidauana. No início do Neopermiano a sedimentação fluvio-deltáica predomina na bacia (Fm. Rio Bonito), sendo seguida por uma transgressão marinha (Fm. Palermo), que atinge seu ápice na deposição da Fm. Irati. Segue-se, então, uma seqüência regressiva representada pelas Formações Teresina, Rio do Rastro e Corumbataí. Ao final dessa seqüência o mar não mais voltou à bacia. SEQÜÊNCIA TRIÁSSICA Estritamente continental, depositada em ambientes lacustres, fluviais e eólicos, preenchendo as depressões remanescentes. Representada pelo Grupo Rosário do Sul e a Fm. Pirambóia. SEQÜÊNCIA JURO-CRETÁCICA Depósitos eólicos de ambiente desértico (Fm. Botucatu), cobertos por um extenso derrame de lavas basálticas, com termos ácidos e intermediários, denominada Fm. Serra Geral. Os depósitos pós lava do Cretáceo-Terciario do Grupo Bauru refletem a continuidade da evolução estrutural da bacia.

19 CAPÍTULO 2. GEOLOGIA DA BACIA DO PARANÁ 7 Figura 2.3: Mapa de espessura total do preenchimento da Bacia do Paraná (sedimentos e rochas ígneas). (Gabaglia et al., pg 138).

20 CAPÍTULO 2. GEOLOGIA DA BACIA DO PARANÁ Arcabouço Tectônico Embasamento A consolidação e evolução final do embasamento da Bacia do Paraná está ligada aos eventos tectono-magmáticos do ciclo Brasiliano (Proterozóico Superior-Ordoviciano) e a formação do continente do Gondwana (Zalán et al., 1987). Dessa forma, o embasamento aflorante nos limites atuais da bacia, que deve prolongar-se para seu interior, é constituído por um mosaico de núcleos cratônicos, cinturões móveis orogênicos e depósitos molássicos. Cordani et al., (1984), utilizando a informação de poços que atingiram o embasamento, propõe a existência de um núcleo cratônico central cercado por faixas móveis, indicando profundidades além de 7 km, conforme pode ser visto na Figura 2.4. Quintas (1995) delimita este bloco utilizando dados gravimétricos, refinando a proposta anterior. O embasamento aflorante que limita a bacia é constituído por: BORDA NORTE NORDESTE Maciço de Goiás, cráton arqueano remobilizado durante o ciclo Brasiliano, engloba terrenos granito-greenstone arqueanos e terrenos ortognaissicos proterozóicos. Faixa de dobramentos Brasília, de idade Proterozóico Médio, situa-se à margem ocidental do cráton de São Francisco. BORDA OESTE NOROESTE Faixa de dobramentos Paraguai-Araguaia, Proterozóico Superior, formada à borda do Cráton Amazônico. Atravessa, com direção norte-sul, toda a margem ocidental da bacia, defletindo para E-NE/W-NW próximo ao paralelo 14 S. BORDA LESTE SUDESTE Crátons Rio da Prata (RS) e Luís Alves (SC), margeados pela Faixa de dobramentos Ribeira e cinturão Dom Feliciano. A Faixa Ribeira compreende os meta-sedimentos proterozóicos dos Grupos São Roque e Açungui. Não há ainda indicações da existência de um rift central inicial, que estivesse associado à origem e ao desenvolvimento da Bacia do Paraná. A origem da Bacia do Paraná deve estar, de algum modo relacionada ao fim do ciclo Brasiliano, que deixou exposto um expressivo volume aquecido de crosta continental recém-agrupada. Possivelmente, o subseqüente arrefecimento dos esforços, juntamente com o esfriamento da crosta, foram suficientes para iniciar a subsidência que levou à deposição da seqüência siluriana. A maior parte da evolução estratigráfica estrutural da Bacia do Paraná foi controlada por trends herdados do embasamento. Tal conjunto de crátons e faixas móveis contém um surpreendente número de zonas de fraqueza, as quais cruzam o embasamento, partindo-o em centenas de megablocos, blocos e sub-blocos (Figura 2.6), num padrão similar ao descrito no Canadá, por Sanford et al., (1985). Estas zonas de fraqueza pre-existentes seriam as principais dissipadoras dos esforços intraplaca, permitindo, ao longo delas, movimentações de blocos tanto verticais quanto horizontais. Esses movimentos não teriam sido de grande escala, mas o suficiente pra influenciar as mudanças e distribuições de fácies sedimentares, bem como originar deformações localizadas. O histograma de lineamentos obtidos através de estudos aeromagnetométricos indica

21 CAPÍTULO 2. GEOLOGIA DA BACIA DO PARANÁ 9 uma distribuição bimodal das zonas de fraqueza (Figura 2.5). Os lineamentos NE são derivados de dois cinturões móveis Brasilianos, que afloram nas margens leste e sudeste da Bacia do Paraná, estendendo-se sob ela através de sua porção meridional. Uma compreensão mais acurada do arcabouço estrutural do embasamento é de grande importância na interpretação correta da evolução estratigráfica-estrutural da bacia. Numa área intraplaca, distante de eventos tectônicos capazes de causar grandes distúrbios ou gerar novos trends tectônicos, a atividade tectônica está basicamente restrita a reativações de falhamentos do embasamento. O estilo estrutural prevalecente durante a vida de uma bacia intracratônica é caracterizado pelas movimentações verticais e horizontais dos blocos limitados por falhas que constituem o embasamento. Os rejeitos ao longo das falhas são da ordem de poucas centenas de metros para os componentes verticais e de poucos quilômetros para os componentes horizontais (Zalan et al., 1991).

22 CAPÍTULO 2. GEOLOGIA DA BACIA DO PARANÁ o S Bolívia Chaco Paraguai 26 o S Cuiabá Asunción Argentina Asunción Pantanal o W Rio Paraná Ponta Grossa Brasil o W Curitiba o 20 o o 70 o 50 o 1000 km São Paulo Oceano Atlântico 34 o S Uruguai + + Rio Grande km P. Alegre Profundidade do Embasamento Arco Estrutural Chaco e Pantanal ( Cenozóico) Superseqüência Bauru Superseqüência Gondwana III Superseqüência Gondwana II Superseqüência Gondwana I Superseqüência Paraná Superseqüência Rio Ivaí Limite da Bacia Limite da internacional Figura 2.4: Mapa geológico simplificado da Bacia do Paraná, com profundidade do embasamento e referências geográficas. (Modificado de Gabaglia et al., pg 142).

23 CAPÍTULO 2. GEOLOGIA DA BACIA DO PARANÁ 11 Figura 2.5: Diagrama em roseta das extensões de lineamentos, obtidos a partir de levantamentos aeromagnetométricos da Bacia do Paraná. (Gabaglia et al., pg 144).

24 CAPÍTULO 2. GEOLOGIA DA BACIA DO PARANÁ Aracabouço Estrutural Principais elementos estruturais da bacia O reconhecimento das principais feições estruturais da Bacia do Paraná foi o produto do trabalho de diversos autores: Ramos (1970), Vieira (1973), Almeida (1980, 1981), Ferreira (1982), Soares et al., (1982), Baccocoli e Aranha (1984), Zalán et al., (1986, 1987), além de outros. Os principais elementos estruturais da bacia são mostrados na Figura 2.6, onde pode ser observada a presença de padrão linear entrecruzado. Estas feições podem ser divididas de acordo com as suas orientações (Soares et al., 1982, Zalán et al., 1987). Zalán et al., (1991) reconheceram duas direções principais de lineamentos, NW/SE (N45-65W) e NE/SW (N50-70E) que podem constituir falhas simples ou extensas zonas de falhas com centenas de quilômetros de comprimento e dezenas de quilômetros de largura. Esses dois grupos de elementos tectônicos são zonas de fraqueza antigas que foram recorrentemente ativadas durante a evolução da bacia. A evolução de todos os aspectos geológicos da Bacia do Paraná deve ser entendida no âmbito da distribuição destas zonas de falhas, de situação temporal dos movimentos recorrentes ao longo delas e do conseqüente controle estabelecido por essas estruturas instáveis. Soares et al., (1982) também reconheceram este mesmo padrão dos elementos tectônicos com orientação NW e NE, num estudo detalhado de imagem LANDSAT e de radar das partes central e oriental da bacia. Eles identificaram faixas retilíneas com alta concentração de lineamentos, separando-os em três grupos de trends NW (variando de N25W a N65W) e dois grupos de trends NE (variando entre N35E e N60E). De acordo com esses autores, estas zonas estruturais representariam áreas com maior mobilidade tectônica em comparação às áreas adjacentes. Além disso, concluíram também que esses elementos representam zonas de fraqueza do embasamento, que controlaram a sedimentação durante a evolução da bacia, e que as zonas de trends NW foram intensivamente intrudidas por diques de diabásio, enquanto os trends NE ficaram carentes destas feições. O padrão estrutural atual de cada um destes grupos é diferente, principalmente porque as falhas com orientações NW foram fortemente reativadas durante o quebramento Juro-Cretáceo do Gondwana, o que não ocorreu com as falhas de direção NE. Este evento tectônico do Juro-Cretáceo foi o mais forte dentre aqueles que afetaram a Bacia do Paraná. Ele reativou as falhas NW preexistentes, criando várias outras paralelas a esta direção; promovendo o condicionamento de milhares de corpos ígneos intrusivos e a extrusão do mais volumoso derrame de lavas do planeta. O peso das lavas pressionou a crosta, causando uma terceira e importante fase de subsidência da bacia. Este evento foi denominado de reativação Wealdeniana por Almeida (1967), ou evento Sul-Atlantiano por Schobbenhaus et al., (1984). O padrão estrutural das zonas de falhas NW é bem exemplificado pela zona de falhas Curitiba/Maringá, que foram preenchidas por diques de diabásio. O eixo do Arco de Ponta Grossa está inteiramente inserido dentro desta zona de falhas (Figura 2.6). O padrão de uma zona retilínea, com concentração de falhas e diques, formando uma extensa zona de falha que pode se alargar ou estreitar de forma significativa ao longo do seu trend, além da ocorrência de grandes diques e deformação, é típico da maioria das zonas de

25 CAPÍTULO 2. GEOLOGIA DA BACIA DO PARANÁ 13 falhas com direção NW. O padrão estrutural das zonas de falhas NE é diferente (Figura 2.6), elas são constituídas ou por uma única falha larga ou por uma zona de falha retilínea. Ocorre em geral uma ausência significativa de diques e, conseqüentemente, das deformações associadas a elas. Entretanto, estruturas relacionadas a movimentos transcorrentes são muito mais comuns ao longo dos lineamentos NE, embora também sejam freqüentes ao longo dos lineamentos NW. Os lineamentos EW são ainda pouco compreendidos, estando, provavelmente, relacionados à abertura do Atlântico Sul Arco de Ponta Grossa O Arco de Ponta Grossa é uma megaestrutura de soerguimento, com eixo aproximadamente N45W, mergulhando para o interior da Bacia do Paraná (feição 8 da Figura 2.6, sendo detectado até cerca de 150 km a partir do limite da bacia (Zalán et al., 1990). Segundo Ferreira (1982) e Almeida (1981) a região em torno do Arco apresentava tendência ao soerguimento desde o Devoniano. Asmus (1981) admite a hipótese de que o soerguimento tenha ocorrido no Triássico, com o aparecimento de duas subbacias, uma ao norte do Arco, palco da deposição da Fm. Pirambóia, e a outra a sul do Arco onde depositaram-se os sedimentos da Fm. Rosário do Sul. O clímax desse soerguimento deu-se no Jurássico-Cretáceo em decorrência do quebramento do Gondwana, evento denominado de Reativação Wealdeniana (Almeida 1967). Este evento foi o mais forte dentre os que afetaram a Bacia do Paraná (Zalán et al., 1990) e foi o responsável pela reativação das falhas NW preexistentes, e pela criação de outras falhas paralelas à estas, propiciando o condicionamento de intrusões básicas e alcalinas (Almeida 1986) além de extenso derrame de lavas basálticas. A região norte do Arco está compreendida entre os Lineamentos de Guapiara e São Jerônimo-Curiúva (feições 5 e 7 da Figura 2.6, respectivamente). O Lineamento de Guapiara estende-se desde a cidade de Iguape até o Rio Paraná com cerca de 600 km de extensão e larguras variáveis de 20 a 100 km. A região central do Arco é definida pelos Lineamentos de São Jerônimo-Curiúva e Rio Alonzo (feição 10 da Figura 2.6. Essa região foi denominada Zona de Falha Curitiba- Maringá (Zalán et al., 1987). A região sul é delimitada pelos Lineamentos de Rio Alonzo e Rio Piquiri (feição 12 da Figura 2.6), este ultimo lineamento tem direção N60-65W, largura de 20 km, estendendo-se cerca de 115 km para o interior da bacia. Segundo Oliveira (1989) o Arco de Ponta Grossa não teria sofrido um soerguimento considerável desde o final do Mesozóico até os dias hoje; as depressões adjacentes é que teriam sofrido uma subsidência acentuada em relação ao Arco. Na visão deste autor, a crosta sob a Bacia do Paraná teria sofrido um afinamento da ordem de 21% em relação à crosta original. Em oposição a idéia de afinamento crustal, Molina et al., (1988), interpretam um alto gravimétrico de 30 mgal sob a parte norte da bacia como sendo devido a um espessamento crustal. Pelo menos de 10 a 15 km de material mantélico diferenciado possivelmente teria sido intrudido na base da crosta original. Os autores ressaltam que embora o modelo não seja único, satisfaz as anomalias Bouguer e Ar-livre e leva em consideração a condição isostática da Bacia. O modelo crustal underplatting foi também utilizado por Ussami et al., (1993) para interpretar um importante alto gravimétrico isostático residual sob o Arco de Ponta Grossa.

26 CAPÍTULO 2. GEOLOGIA DA BACIA DO PARANÁ 14 Figura 2.6: Mapa com a localização das principais feições estruturais da Bacia do Paraná. As estruturas tem três principais direções: NW-SE: 1- Arco do Alto Parnaíba; 2- Flexora de Goiânia; 3- Baixo de ipiaçu/campina Verde; 4- Alto de Cardoso; 5- Zona de Falha de Guapiara; 6- Falha de Santo Anastácio; 7- Falha São Jerônimo-Curíuva; 8- Arco de Ponta Grossa; 9- Zona de Falha Curitiba-Maringá; 10- Falha Rio Alonzo; 11Zona de Falha Cândido Abreu-Campo Mourão; 12- Lineamento do Rio Piquiri; 13- Falha Caçador, 14- Sinclinal de Torres; 15- Arco do Rio Grande. NE-SW: 16- Zona de Falha Transbrasiliano; 17- Lineamento de Araçatuba; 18- Falha de Guaxupé; 19- Falha de Jacutinga; 20- Falha de Taxaquara; 21 Falha Lancinha-Cubatão; 22- Falha Blumenau- Soledade; 23- Falha do Leão; 24- Falha de Açotea. E-W: 25- Lineamento de Cassilândia; 26- Lineamento Moji-Guaçú- Dourados; 27- Lineamento de São Sebastião; 28- Lineamento de Taquara Verde; 29- Lineamento Bento Gonçalves. Outras direções, N-S: 30 - Arco de Assumpção. 31- Domo de Araguainha. Modificado de Zalán et al., ( PETRO- BRAS )

27 CAPÍTULO 2. GEOLOGIA DA BACIA DO PARANÁ Evolução Tectono-Sedimentar A origem da Bacia do Paraná é objeto de controvérsia, com diversas hipóteses levantadas por vários autores. Fulfaro et al., (1982) propõem um modelo de aulacógenos precursores de direção preferencial NW-SE, instalados sobre embasamento cratônico consolidado no Cambro-Ordoviciano. Cordani et al., (1984) sugerem a existência de rift inicial com base na presença de depósitos molássicos Cambro-Ordoviciano. Segundo Zalán et al., (1987), o resfriamento da crosta associado aos estágios finais do Ciclo Brasiliano ( Ma), seria o responsável pelo mecanismo da subsidência inicial da bacia. Oliveira (1989) data o primeiro evento distensivo ocorrido na bacia em 414 Ma. Zalán et al., (1987) consideram a atual Bacia do Paraná como o resultado final da superposição de três diferentes bacias, cujos limites e geometria variaram no tempo (Figura 2.8). Zalán et al., (1990) caracterizam três fases principais de subsidência, separadas por dois longos períodos de erosão/não deposição, ou de baixa taxa de sedimentação. A evolução tectono-sedimentar da Bacia do Paraná, foi sintetizada por Zalán et al., (1990), sendo descrita a seguir. A primeira fase de subsidência inicia-se no Siluriano com a deposição dos sedimentos em um ambiente de golfo aberto para o Proto-Pacífico, nesse período desenvolveu-se o Arco de Assumpção (feição 30 da Figura 2.6), condicionado pela Orogenia Caledoniana. No Devoniano, a direção da calha deposicional ainda é governada por uma direção NW-SE, guardando segundo Fúlfaro et al., (1982), forte controle das antigas calhas aulacogênicas. Um soerguimento geral associado à Orogenia Eoherciniana determinou o fim da sedimentação da denominada Primeira Bacia do Paraná (Zalán et al., 1990). A segunda fase de subsidência na bacia iniciou-se no Permo-Carbonífero, após a mesma deixar o Pólo Sul, nesse período houve a geração de um ambiente periglacial onde as geleiras continentais começaram a derreter (Caputo e Crowell 1985). Zalán et al., (1990) argumentam que é provável que a subsidência inicial tenha se dado devido à sobrecarga das geleiras em conjunto à subsidência mecânica distensiva inicial (Sin-Itararé). Segundo (Quintas, 1995) este evento distensivo foi o de maior expressão dentre os que afetaram a bacia. A sedimentação se deu em mar continental e ambientes litorâneos e continentais associados, abrangendo uma extensa área, maior que a ocupada pela bacia Siluro-Devoniana. No Permiano, as zonas de falha de direção NE/SW, então fortemente ativas, controlaram a deposição da Fm. Rio Bonito. Um soerguimento generalizado associado à Orogenia Finiherciniana, responsável pela colisão Antártica-Patagônia contra a América do Sul, deu fim à segunda fase de Evolução da Bacia do Paraná. No Mesotriássico, reiniciou-se a sedimentação num ambiente flúvio-eólico, preenchendo as depressões remanescentes. Não há neste período uma fase significativa de subsidência na bacia (Oliveira 1989). No Mesozóico a evolução da bacia passa a ser controlada pela ruptura do Gondwana. O primeiro pulso positivo do Arco de Ponta Grossa data do Triássico-Jurássico, embora a região em torno do Arco já estivesse ativa desde o Paleozóico através das zonas de falhas de Curitiba-Maringá e Guapiara. A deposição dos arenitos Pirambóia e Botucatu é fortemente influenciada por esse soerguimento. Durante a fase de extravasamento das lavas da Fm. Serra Geral, o soerguimento do Arco é paralisado.

28 CAPÍTULO 2. GEOLOGIA DA BACIA DO PARANÁ 16 No Neocretáceo-Eoterciário ocorrem pulsos de ascensão da Serra do Mar, provocando o soerguimento da borda oriental da Bacia (Zalán et al., 1990). Segundo Piccirillo et al., (1988b), a possível causa para o soerguimento seria a intrusão de grandes porções de material mantélico diferenciado na base da crosta (crustal underplatting). No entanto, para Szatmari e Mohriak (1995) essa ascensão é explicada através de um modelo simples de placas baseados no espalhamento (empurrão) das dorsais meso-oceânicas contra a subducção e compressão na margem andina. O modelo sugere a reativação das zonas de cisalhamento proterozóicas E-NE pelo empurrão das dorsais. A zona da placa entre as zonas de cisalhamento e as dorsais é rotacionada no sentido anti-horário a medida em que vai sendo empurrada contra o continente. A evolução da bacia através de movimentações recorrentes de zonas de falhas com inversões e migrações de depocentros, pode ser visualizada em seções verticais como da Figura 2.7, que apresenta várias seções paleoestruturais ao longo de um perfil regional NE-SW. As primeiras movimentações relacionadas à ruptura gondwânica entre América do Sul e África iniciaramse na passagem do Triássico para o Jurássico, com o primeiro pulso positivo do Arco de Ponta Grossa. A esse pulso ascensional correspondem, possivelmente, os depósitos arenosos da Formação Pirambóia e a discordância entre as Seqüências Triássica e Jurássica. A fase rift principal da abertura do Atlântico Sul promove uma grande movimentação na margem leste da América do Sul. É nessa época que ocorreram na Bacia do Paraná as maiores movimentações tectônicas e o derrame de lavas basálticas da Formação Serra Geral que se caracteriza como típico de ambientes distencionais. A Bacia do Paraná continua sofrendo os efeitos da separação América do Sul-África através do soerguimento de sua borda oriental durante os pulsos da Serra do Mar (Neoproterozóico-Eoterciário),conforme Milani (1997). A evolução tectono-sedimentar da Bacia do Paraná deve ser entendida dentro do contexto global da tectônica de placas como pode ser visto pelas Figuras (2.7) e (2.9).

29 CAPÍTULO 2. GEOLOGIA DA BACIA DO PARANÁ 17 Figura 2.7: Seções paleoestruturais com direção geral SW-NE (strike), ilustrando a evolução tectônica da Bacia do Paraná. A evolução do Siluriano ao Eojurássico é caracterizada por migrações dos depocentros (setas maiores apontando para baixo), movimentos verticais de blocos, atividades recorrente e reversão de movimentos ao longo de certas zonas de falhas (1- Guapiara; 2- São Jerônimo-Curiúva; 3- Caçador; 4- Taxaquara). Um intenso tectonismo teve lugar durante o Neojurássico-Eocretáceo, concomitante a um magmatismo toleítico. Várias falhas foram criadas, e o Arco de Ponta Grossa atingiu seu pleno desenvolvimento na fase pós-lava. O comprimento da seção é de 950 km e o exagero vertical é de 50 vezes. (Modificado de Gabaglia et al., pg 161).

30 CAPÍTULO 2. GEOLOGIA DA BACIA DO PARANÁ 18 Figura 2.8: Limites e geometria da Bacia do Paraná. (Gabaglia et al., pg 151).

31 CAPÍTULO 2. GEOLOGIA DA BACIA DO PARANÁ 19 Figura 2.9: Atividade tectônica, em relação ao tempo, dos três principais grupos de lineamentos que afetaram a evolução da Bacia do Paraná. A escala de intensidade utilizada é subjetiva (B- baixo M- médio A- alta MA- muito alta) e deduzida a partir de várias linhas de evidências (Mapas de isópacas e litofácies, aeromagnetométricos e gravimétricos de estudos anteriores (Zalan et al., 1990)).

32 CAPI TULO 2. GEOLOGIA DA BACIA DO PARANA Geologia Local A a rea estudada esta compreendida entre os paralelos 20 e 25 sul e os meridianos 49 e 54 oeste, o que corresponde a porc a o central da Bacia do Parana no territo rio brasileiro. As sondagens eletromagne ticas foram efetuadas sobre os arenitos e folhelhos flu vio-eo licos das seguintes unidades estratigra ficas: Grupo Bauru, Formac o es Rio Bonito e Palermo; ale m das Formac o es Pirambo ia e Botucatu, como pode ser visto na Figura (2.10). Na Figura (2.11) podemos observar os principais lineamentos e falhas estruturais na direc a o NW/SE, os quais sa o coincidentes com a direc a o da mega estrutura do Arco de Ponta Grossa. Figura 2.10: Mapa geolo gico da Bacia do Parana com as estac o es MT do grupo DAT1 e DAT2.

33 CAPÍTULO 2. GEOLOGIA DA BACIA DO PARANÁ 21 Figura 2.11: Mapa estrutural com os principais lineamentos e com as estações de medidas Magnetotelúricas. A - Alinhamento de Guapiara; B - Alinhamento do Rio Paranapanema; C - Alinhamento São Jerônimo-Curiúva; D - Alinhamento do Rio Alonzo; E - Alinhamento do Rio Piquiri; F - Arco de Ponta Grossa. Modificado de Origem e evolução de Bacias Sedimentares -Petrobrás 1990.

34 Capítulo 3 O MÉTODO MT 3.1 Fontes de Sinais O método MT utiliza parte das flutuações temporais naturais do campo geomagnético para determinar a distribuição de condutividade elétrica do interior da Terra. A Figura 3.1 mostra o espectro de amplitude dos eventos associados a um sinal analisado no método MT. Os eventos com período abaixo de 1 s são produzidos, principalmente, por fenômenos elétricos na baixa atmosfera, enquanto aqueles com período acima de 1 s, são campos resultantes de uma complexa interação entre o vento solar e as camadas de plasma que compõem a ionosfera e a magnetosfera terrestres. De acordo com Jones (1999a), em latitudes médias e altas há geralmente excelentes níveis de sinais em períodos acima de 10 s; por outro lado, entre 0,1 e 10 s existe um mínimo no espectro do campo telúrico e um máximo no espectro dos ruídos natural e cultural, com conseqüentes baixas razões sinal/ruído. Esta faixa espectral é conhecida como banda morta. Em baixas latitudes, como no caso do Brasil, as variações geomagnéticas naturais são muito mais fracas em decorrência das características de propagação, sobretudo das pulsações magnéticas. Por conseqüência, a banda morta pode ampliar-se, em baixas latitudes, até períodos superiores a 10 s (Padilha, 1995). 22

35 CAPÍTULO 3. O MÉTODO MT 23 Figura 3.1: Espectro das flutuações do campo geomagnético. Modificada de Kaufman e Keller (1981).

36 CAPÍTULO 3. O MÉTODO MT Teoria do Método MT A teoria eletromagnética elementar é usada como um ponto de partida para se compreender como o método MT investiga a estrutura interna da Terra. Na presença de um campo magnético variável no tempo, correntes elétricas são induzidas em subsuperfície de acordo com a lei de Faraday. Estas correntes, por sua vez, geram um campo magnético secundário, que novamente serve como campo indutor. Esta cadeia fechada é representada, matematicamente, pelas equações de Maxwell E = B t H = J + D t, (3.1) (3.2) onde E representa intensidade de campo elétrico (V/m); B, indução magnética (W b/m 2 ou T ); H, intensidade de campo magnético (A/m); J, densidade de corrente (A/m 2 ) e D, deslocamento dielétrio (C/m 2 ). O acoplamento das equações (3.1 - Lei de Faraday) e (3.2 - Lei de Ampére) é obtido através das chamadas relações constitutivas. Elas vinculam o comportamento do campo eletromagnético às características físicas do meio, dadas pela sua condutividade elétrica (σ), pela sua permeabilidade magnética (µ) e pela sua permissividade dielétrica (ɛ). Em um meio complexo, estas quantidades assumiriam formas tensoriais e poderiam variar no tempo e no espaço. No entanto, em estudos de indução, considera-se geralmente que o meio seja homogêneo e isotrópico e que nenhuma variação temporal das suas propriedades ocorra. Assim, as relações constitutivas podem ser escritas como J = ρe B = µh D = ɛe (3.3) (3.4) (3.5) Com a aplicação das relações (3.3), (3.4) e (3.5), as equações de Maxwell (3.1) e (3.2) tornamse funções apenas das intensidades dos campos elétrico E e magnético H. Tomando-se uma dependência temporal senoidal (e iωt ) para estes campos, onde ω é a frequência angular, e após algumas manipulações algébricas sobre as equações (3.1) e (3.2), obtêm-se as equações de onda, que podem ser representadas, genericamente, como 2 L = iωµσl ω 2 ɛµl (3.6) sendo L = campo elétrico E ou o campo magnético H. O primeiro termo do lado direito da equação acima representa as correntes de indução das equações de Maxwell, enquanto que o

37 CAPÍTULO 3. O MÉTODO MT 25 segundo termo associa-se com as correntes de deslocamento. Levando-se em consideração a ordem de grandeza da condutividade elétrica dos minerais e rochas temos que ω 2 ɛµ << ωµσ (3.7) para as freqüência típicas utilizadas em sondagens MT. Além do mais, nestas condições, a permeabilidade magnética do material em subsuperfície pode ser considerada, aproximadamente, constante e igual permeabilidade magnética do espaço livre (µ 0 ), que no sistema SI vale 4π 10 7 H/m. Com estas aproximações, a equação (3.6) se reduz a uma equação do tipo 2 L + k 2 L = 0 (3.8) onde, k = ( iµ 0 σω) 1 2 ) é um termo complexo chamado número de onda. Nota-se então que, para uma certa freqüência, o único parâmetro físico a ser determinado pelo método MT é a condutividade elétrica (σ). Outra observação é que esta equação descreve uma equação de difusão, o que permite dizer que os campos MT comportam-se de forma similar a uma difusão térmica, mas com a importante diferença de que os campos MT são grandezas vetoriais e não escalares (Jones, 1999a). A solução da equação é facilitada quando a premissa de onda plana é utilizada, uma condição que é geralmente válida para o método MT. Além disso, quando a onda incide na superfície, devido ao grande contraste de condutividade em relação ao ar, ela é transmitida praticamente na direção vertical independentemente do seu ângulo de incidência. Nestas condições, e considerando a Terra como sendo um meio espaço uniforme de condutividade elétrica (σ), a solução assume a forma: E x = Ae i(kz ωt) (3.9) onde, A é uma constante relacionada a amplitude do campo. O número de onda k, sendo uma grandeza complexa, pode ser escrito na forma k = (1 i)/δ (3.10) onde, δ = (2/ωµ 0 σ) 1 2 (3.11) é a profundidade pelicular (skin depth). De acordo com o skin depth, a profundidade de penetração dos sinais MT será uma função apenas do período de oscilação do campo e da condutividade do meio. Em períodos curtos ( s), os sinais MT tipicamente penetram km dentro da crosta terrestre, enquanto que em períodos longos ( s) tipicamente penetram cerca de 100 km ou mais, já no manto superior (Ferguson et al., 1999). Substituindo (3.10) em (3.9), E x toma a forma: E x = Ae z/δ e i(z/δ ωt) (3.12)

38 CAPÍTULO 3. O MÉTODO MT 26 de onde se conclui que a amplitude do campo no meio espaço é dada por Ae z/δ. Isto indica que o campo decai exponencialmente com a profundidade e que skin depth δ é a profundidade no meio espaço onde a amplitude do campo é reduzida a 1/e do seu valor na superfície. Uma vez que δ depende da freqüência da onda e da condutividade do meio, quanto menor a freqüência e/ou menor a condutividade do meio, maior será a profundidade de penetração dos campos eletromagnéticos. Da lei de Ampére, temos que E x z = iωµ 0H y. Aplicando-se esta relação em (3.12) obtém-se H y = k ωµ 0 Ae i(kz ωt). A razão entre as componentes E x e H y define a impedância Z do meio: (3.13) (3.14) Z = E x = ωµ o H y k = (1 + i) 2 2 (ωµ oρ) 1 2 (3.15) onde, ρ = (1/σ), é a resistividade elétrica em (Ω.m) Nota-se que este resultado independe do valor da profundidade (z), sendo igualmente válido para campos medidos na superfície (z = 0). Resolvendo esta expressão para a resistividade (ρ), tem-se que ρ = 1 µ 0 ω E 2 x H y ou, convertendo E x e H y para unidades usuais (mv/km e nt, respectivamente): E 2 x ρ 0.2T H y (3.16) (3.17) sendo, T = 2π/ω, o período em (s). As equações (3.12) e (3.16) formam a base do método MT. Elas indicam que a medida simultânea das componentes horizontais dos campos elétrico e magnético na superfície em vários períodos permite a estimativa da resistividade elétrica em subsuperfície. Outra informação que pode ser extraída da relação (3.12) é a fase da impedância φ, definida como: φ = Arg(Z) (3.18) Em um meio espaço homogêneo, a fase da impedância é constante e igual a 45 o (vide (3.15)). Para uma Terra com múltiplas camadas, onde a resistividade varia apenas com a profundidade (caso 1D), ambos parâmetros (ρ e φ) variam com o período e a estrutura em subsuperfície pode ser revelada através de técnicas numéricas de inversão. Em situações mais complexas, a resistividade e a fase podem variar também em uma das direções horizontais (2D) ou em ambas (3D), caracterizando a impedância como uma grandeza complexa tensorial.

39 CAPÍTULO 3. O MÉTODO MT Características elétricas da crosta e do manto superior Como demonstrado na seção anterior, a única propriedade física do meio sensível às medidas MT é a resistividade (ou a condutividade) elétrica, que no intervalo de profundidade da crosta e do manto são fatores que determinam sua variação e é fundamental na interpretação de dados MT. A Figura 3.2 mostra a faixa de valores típicos de resistividade de algumas rochas, sedimentos e manto superior oceânico e continetal. Figura 3.2: Resistividade elétrica de alguns materiais presentes na crosta e no manto terrestres, modificada de Haak e Hutton (1986).

40 CAPÍTULO 3. O MÉTODO MT 28 Em baixas temperaturas a maioria dos minerais, praticamente, não conduzem eletricidade, condicionando a ocorrência do fluxo de corrente aos constituintes minoritários interconectados da rocha, como soluções salinas, minerais altamente condutores (como a grafita e grande parte dos sulfetos), voláteis, e materiais fundidos. Na crosta superior, este caminho preferencial é fornecido principalmente por água mineralizada, presente nos espaços porosos de quase todas as rochas. A porosidade geralmente reflete a litologia ou o grau de fraturamento do meio. Rochas sedimentares, como carbonatos e arenitos, são normalmente mais porosas, e daí menos resistivas que rochas ígneas e metamórficas. Outro fator importante que altera a porosidade é a pressão, que com o aumento da profundidade tende a diminuir a porosidade do meio, causando um aumento na resistividade. Por outro lado, há um aumento concomitante da temperatura com a profundidade, o que tende a diminuir a viscosidade da fase intersticial, causando uma diminuição de resistividade. No entanto, em profundidades típicas da crosta superior, o efeito térmico não é tão importante, e o efeito resultante deve ser um aumento de resistividade nos primeiros quilômetros de profundidade. Na presença de outros constituintes condutores, a condução resultante do meio pode ser representada em termos de circuitos em série e em paralelo, mas as relações são bem mais complexas e não totalmente entendidas (Keller, 1994). Em maiores profundidades, onde a pressão minimiza a porosidade do meio e a temperatura é alta o suficiente para que os minerais comportem-se como semi-condutores (e não mais como isolantes elétricos), as variações de resistividade passam a depender diretamente da mineralogia e da temperatura, de acordo com a expressão ρ = ρ 0 exp{e/kt }, (3.19) onde k = constante de Boltzmann, E = energia de reativação. Como a temperatura aumenta gradualmente com a profundidade, a resistividade tende a diminuir também gradualmente. Entretanto, variações abruptas de resistividade podem ocorrer próximas às descontinuidades sísmicas (Schultz et al., 1993), especialmente no topo da astenosfera, onde a condução é favorecida pela interconexão de materiais parcialmente fundidos. 3.4 O Tensor de Impedância Em meios onde a resistividade é a mesma em qualquer direção (meio espaço homogêneo) ou quando a variação é limitada apenas na componente vertical (caso 1-D), os campos eletromagnéticos são ortogonais e acoplados linearmente pela impedância escalar complexa (Z) na forma, E x (ω) = Z(ω)H y (ω) (3.20) Foram nestes moldes que o método MT inicialmente se difundiu (Tickhonov, 1950; Cagniard, 1953). No entanto, em estruturas mais complexas, a ortogonalidade entre os campos elétrico e magnético desaparece e suas relações são mais adequadamente descritas através de um par de equações lineares (Cantwell, 1960): E x = Z xx H y + Z xy H y (3.21)

41 CAPÍTULO 3. O MÉTODO MT 29 E y = Z yx H x + Z yy H y (3.22) As equações (3.21) e (3.22) constituem uma relação tensorial entre as componentes dos campos elétrico e magnético medidas simultaneamente. Em notação matricial, temos onde E = ZH, Z = [ Zxx Z xy Z yx Z yy ] (3.23) (3.24) Fica implícito que o tensor de impedâncias Z possui dependência com a freqüência. Usualmente o tensor impedância é apresentado na forma de resistividade aparente e fase, ρ ij (ω) = 1 E i (ω) 2, (3.25) µ 0 ω H j (ω) φ ij (ω) = Arg(Z ij ). (3.26) Obviamente, o modelo mais realístico para a Terra seria o caso 3D, onde a resistividade varia ao longo de todos os eixos (horizontais e vertical) e, então, todos os elementos do tensor seriam não nulos. No entanto, a completa modelagem de dados 3D é complicada e, presentemente, em estágio menos avançado em relação as técnicas que lidam com estruturas mais simples. Por isso, sempre quando possível, é desejável aproximar a dimensão do tensor Z para os casos 2D ou 1D. A validade dessas aproximações, geralmente, é função da geologia e da escala indutiva da sondagem. Para períodos suficientemente curtos, uma estrutura pode comportar-se de forma uni-dimensional, o que equivale a escrever, Z 1D = [ 0 Z xy Z xy 0 ]. (3.27) O sinal negativo para o elemento inferior da diagonal secundária indica que as fases deste elemento encontram-se no terceiro quadrante em vez do primeiro. O caso 1D é mais comum em sondagens sobre bacias sedimentares. Porém, com o aumento do período, a dimensionalidade do tensor geralmente cresce. Além disso, em períodos muito longos, as estruturas rasas, como a própria bacia sedimentar, poderá atuar como ruído (distorção galvânica) sobre o tensor medido na superfície, conforme será visto adiante. Para o caso 2D, as equações de Maxwell separam-se em dois modos independentes de propagação: o modo TE (elétrico transverso) e o modo TM (magnético transverso). O modo TE descreve os campos quando as correntes elétricas fluem paralelamente à direção da estrutura (azimute geoelétrico). Neste caso, o campo elétrico E x depende somente da componente do campo magnético (H y ), ortogonal á essa estrutura. No modo TM, as correntes fluem ortogonalmente á estrutura, e o campo E y depende apenas de H y. Isto implica que Z xx = Z yy = 0 nas relações (3.21) e (3.22), reduzindo o tensor a [ ] 0 Zxy Z 2D =. (3.28) Z yx 0

42 CAPÍTULO 3. O MÉTODO MT 30 Como, Z xy Z yx, haverá duas respostas MT distintas. Uma para o modo TE, ρ xy = 1 Z xy 2 = 1 E 2 x, (3.29) ωµ 0 ωµ 0 H y φ xy = Arg(Z xy ), (3.30) e outra para o modo TM, ρ yx = 1 ωµ 0 Z yx 2 = 1 ωµ 0 2 E y, (3.31) H x φ yx = Arg(Z yx ). (3.32) Mesmo no caso em que a sondagem não é feita no sistema de eixos alinhados com a estrutura geoelétrica, é possível rotacionar matematicamente o tensor medido por um ângulo θ 0 tal que os elementos da diagonal principal do tensor tornem-se nulos, satisfazendo a relação de bi-dimensionalidade da equação (3.28). A técnica mais tradicional usando essa filosofia é a de Swift (1967). Nela os termos Z xx (θ) e Z yy (θ) são diferenciados com relação a θ para encontrar um ângulo θ 0 que, em cada freqüência, maximize a expressão Z xy (θ 0 ) 2 + Z yx (θ 0 ) 2 (3.33) e, ao mesmo tempo, minimize Z xx (θ 0 ) 2 + Z yy (θ 0 ) 2. (3.34) No entanto, uma limitação importante a este recurso é relacionada presença de estruturas locais 3D, que podem obscurecer o ambiente regional 2D. Nesse caso, quando um campo elétrico atravessa um gradiente de condutividade pode-se demonstrar, usando a equação da continuidade e a lei de Ohm, que cargas elétricas se acumulam em suas bordas: ρ v ɛ σ E. σ, (3.35) onde, ρ v é a densidade de carga volumétrica, e a aproximação quasi-estática do campo eletromagnético (σ ωɛ) foi suposta. Embora qualquer anomalia 3D tenha, além da resposta galvânica, uma resposta indutiva, espera-se que a importância deste último efeito decaia com o aumento do período (West e Edwards, 1985). Conseqüentemente, em períodos longos, nos quais as dimensões da heterogeneidade são muito menores que a penetração do sinal, o efeito indutivo pode ser negligenciável, mas o efeito das cargas acumuladas pode ainda distorcer fortemente o campo elétrico medido (Jiracek, 1990; Groom e Bahr, 1992). Nesse caso, pode-se considerar que o campo elétrico medido esteja relacionado ao campo elétrico regional através de uma matriz de distorção real C (Groom e Bahr, 1992), E = CE 2D = a 11 a 12 a 21 a 22 E 2D (3.36)

43 CAPÍTULO 3. O MÉTODO MT 31 Na situação especial em que os dados são medidos no mesmo sistema de coordenadas do azimute geoelétrico regional, o efeito das distorções galvânicas afeta as duas componentes do campo elétrico de forma independente. Como conseqüência, ao campo elétrico associado indução regional 2D soma-se uma componente eletrostática devida ao acúmulo de cargas nas bordas da estrutura local, causando um escalonamento da amplitude das impedâncias e, em conseqüência, das resistividades aparentes TE e TM, este efeito é conhecido como deslocamento estático (static shift). Como as fases independem dos valores absolutos das resistividades elétricas elas retém as formas corretas das respostas e podem ser utilizadas para se obter a estrutura de resistividade, porém apenas com valores relativos de resistividade. Para se obter modelos com resistividades absolutas tem-se que corrigir o deslocamento estático nas curvas de resistividade aparente. Para isto, distintas metodologias têm sido propostas nas últimas décadas (Jiracek, 1990), mas ainda não existe uma técnica que possa resolver inteiramente o problema. Uma técnica bem difundida consiste na utilização de dados provenientes de medidas eletromagnéticas no domínio do tempo (TEM), conforme propõem Sternberg et al., (1988) e Pellerin e Hohmann (1990), por exemplo. Medidas TEM, por utilizarem fonte artificial de sinal, geralmente trabalham em períodos mais curtos em relação as medidas MT, e quase não são afetadas por distorções galvânicas pois utilizam apenas medidas das componentes magnéticas. Para essa correção (static shift) é necessário que se tenha uma sondagem TEM no mesmo ponto de medida da sondagem MT, de modo que suas respostas possam ser comparadas, obtendo-se, assim, um fator de deslocamento das curvas MT. Normalmente, no momento em que as sondagens MT estão sendo efetuadas, o azimute geoelétrico regional não é conhecido. Com isso, o sistema de coordenadas de medida raramente coincide com o sistema de coordenadas regional. Nestas situações, as cargas acumuladas nos limites das heterogeneidades 3D causam uma mistura nos termos do tensor de impedâncias, um efeito comumente conhecido como distorção do tensor MT (Ferguson et al., 1999). Esta distorção afeta tanto o nível como o formato das respostas MT. Torna-se evidente portanto a vulnerabilidade da técnica de Swift, visto que ela se baseia justamente na amplitude das impedâncias. De fato, em dados distorcidos, a técnica de Swift certamente falhará, resultando em azimutes sem significado físico, com possíveis dependências com a freqüência e a posição de cada estação de sondagem (Jones, 1992). A escolha correta do azimute geoelétrico é crucial para a análise e interpretação de dados MT. No entanto, sua determinação está vinculada identificação e remoção das distorções galvânicas, acima mencionadas, do tensor MT. Para isto, vários métodos têm sido propostos nas últimas décadas, baseados na decomposição do tensor de impedâncias. Um método amplamente adotado é o proposto por Groom e Bailey (1989). Nele, a distorção galvânica em cada período é parametrizada por um termo relacionado à polarização local do campo elétrico, conhecido como shear, e por outro parâmetro relacionado à rotação do campo causada pela estrutura anômala, conhecido como twist. A parte indeterminada da decomposição associa-se ao escalonamento da amplitude das impedâncias, sendo incorporada no tensor regional durante a decomposição. Isto significa que, após a decomposição, restará um termo associado ao deslocamento estático para cada modo, deslocando as curvas de resistividade por um fator desconhecido, embora mantenha o formato correto das curvas (resistividades e fases TE e

44 CAPÍTULO 3. O MÉTODO MT 32 TM). Nas últimas duas décadas ocorreram avanços significativos nos procedimentos adotados tanto para aquisição de dados MT no campo (por exemplo através da técnica de referência remota; Gamble et al., 1979a) como nos métodos de processamento empregados para estimar os elementos do tensor de impedância MT a partir das séries temporais medidas no campo (ver discussão em Jones et al., 1989). Esses avanços permitiram que os dados MT coletados tenham erros bastante pequenos sobre todo o intervalo de períodos adquiridos (Jones, 1992). A disponibilidade desses dados mais precisos levou à possibilidade de resolver variações de resistividade cada vez mais sutis em subsuperfície, sendo para tanto necessário desenvolver métodos de processamento e modelagem cada vez mais sofisticados. Provavelmente, o principal problema na atualidade para interpretação de dados MT são os efeitos causados por heterogeneidades próximas à superfície sobre as estimativas dos elementos do tensor de impedâncias. Obviamente, esses efeitos devem ser eliminados das curvas de resposta MT antes que os dados sejam usados para inferir modelos de distribuição de resistividades. Estreitamente relacionada com a determinação e eliminação do efeito dessas distorções está a definição do azimute geoelétrico apropriado das estruturas. Essa é a direção para a qual os dados MT devem ser rotacionados para a modelagem bidimensional e que nem sempre coincide com o azimute geológico observado na superfície. Deve-se considerar também que a direção do azimute geoelétrico regional, e mesmo a dimensionalidade das estruturas, pode mudar tanto com a profundidade quanto à presença de estruturas condutoras em subsuperfície. Nesse último caso, a estrutura pode ser aproximadamente 2D em períodos curtos ao longo de determinada direção, mas mudar de direção ou mesmo tornar-se 3D em períodos mais longos. Devido à importância desses efeitos, o próximo capítulo é basicamente dedicado à metodologia usada para derivar as curvas de respostas MT nos diferentes períodos amostrados em nossas estações. A técnica usada é aquela proposta por Groom e Bailey (1989), detalhada a seguir.

45 Capítulo 4 PROCESSAMENTO Este capítulo descreve o processamento de dois conjuntos de dados: DAT1 com 124 estações, nas quais podíamos aplicar somente o método clássico dos mínimos quadrados, devido ao fato de não termos as séries temporais e DAT2 com 12 estações nas quais aplicamos o método robusto. A área de estudo se encontra na porção central da Bacia do Paraná entre os paralelos 21 o a 24 o Sul e meridianos 48 o a 54 o Oeste, abrangendo um total de 360 km 2 e cortando algumas unidades litológicas, como descrito no Capítulo 2 (Figura 2.10). 4.1 Decomposição de Z A decomposição do tensor impedância em parâmetros relevantes para um modelo genérico de terra para distorção galvânica e indução regional, é uma importante ferramenta na interpretação dos dados MT. Existem dois grupos principais de métodos de decomposição: (1) matemática tratamento do tensor como uma matriz de ordem 2 (Eggers, 1982; Spitz, 1985; Cevallos, 1986; Latorraca et al., 1986; (2) física presumem modelos simples de condutividade e extraem parâmetros com significado físico, como por exemplo, o strike regional (Larsen, 1977; Zhang et al., 1987; Bahr, 1988; Groom e Bailey, 1989). Dentre os dois grupos, o de maior importância e o mais utilizado é o de decomposição física. O primeiro modelo foi proposto por Larsen (1977) e consiste de uma anomalia 3D localizado em uma terra em camadas (3D/1D). Zhang et al., (1987) propõe o modelo de distorção galvânica devido a uma estrutura local 2D sobre uma regional 2D (2D/2D). Bahr, (1988) utiliza modelo de distorção 3D local sobre um regional 2D (3D/2D), apresentando uma parametrização do tensor em que descreve a distorção do campo elétrico. Zhang et al., (1993) consideram distorção galvânica magnética das funções transferências magnéticas e utilizam o seu comportamento na tentativa de isolar os efeitos de indução de canalização de correntes (current channeling). Chave e Smith, (1994) reexaminam o problema de indução galvânica, e derivam um conjunto de equações não lineares descrevendo a decomposição galvânica total (elétrica e magnética). O método de decomposição mais utilizado é o proposto por Groom e Bailey (1989, 1991), doravante denominado de decomposição GB. Neste método, o tensor impedância é parametrizado de modo a se formar um conjunto de equações não-lineares simultâneas para 33

46 CAPÍTULO 4. PROCESSAMENTO 34 os parâmetros de distorção telúrica e funções respostas regionais 2D (3D/2D). Através desse método é possível recuperar corretamente o strike regional, bem como as duas principais impedâncias regionais a menos de um fator multiplicativo, denominado static shift (Groom e Bailey (1989, 1991)). Dos diversos esquemas de,decomposição existentes, utilizaremos neste trabalho a metodologia proposta por Groom e Bailey (1989). Segue-se uma breve descrição do método. Considere um, modelo de terra 2D. A premissa MT de onda plana uniforme penetrando na estrutura regional 2D fornece dois modos independentes de fluxo de correntes, a saber ( ) 0 Z E 0 = H Z 0 0 = Z 2D H 0 (4.1) onde os eixos de medição são paralelo ( ) e perpendicular ( ) ao strike da estrutura. E 0 e H 0 são, respectivamente, os campos elétrico e magnético primários devido à estrutura regional. No modo de polarização TE, o campo elétrico horizontal é paralelo ao strike 2D resultando na impedância Z. No modo TM, o campo elétrico é perpendicular ao strike e a impedância é denotada por Z. Seja uma heterogeneidade 3D devida a um pequeno corpo próximo ao contato da estrutura regional. Devido as pequenas dimensões desse corpo pode-se negligenciar os efeitos de quaisquer campos secundários produzidos por ele. O campo total pode ser expresso como: E = CE 0 (4.2) H = H 0 + DE 0 = (I + DZ 2D )H 0 (4.3) onde C é o tensor distorção elétrica (channeling tensor), D é o tensor distorção magnética (magnetic channeling tensor), I é a matriz identidade. Substituindo E 0 na equação acima pelo seu valor em (4.1) vem, E = CZ 2D H 0 (4.4) E = CZ 2D (I+DZ 2D ) 1 H (4.5) o tensor impedância observado é dado por Z = CZ 2D (I+DZ 2D ) 1. (4.6) Os elementos de DZ 2D tem magnitude σ h R µ 0 ωρ a 0 se ω 0, (4.7) onde σ h é a condutividade da encaixante e ρ a a resistividade aparente da estrutura 2D na freqüência estudada. R é o raio de uma pequena esfera utilizada por Groom e Bailey (1991) para simular uma heterogeneidade 3D. A equação (4.7) indica que a distorção magnética é

47 CAPÍTULO 4. PROCESSAMENTO 35 dependente da freqüência. Além disso, decai diretamente proporcional a freqüência. Freqüentemente os elementos de DZ 2D tem magnitude menor que 1. Dessa maneira, pode-se reescrever (4.6) como Z CZ 2D (I DZ 2D ) Z = C(I + Z 2D D)Z 2D (4.8) A equação (4.8) descreve o tensor distorção galvânica completo, o qual é complexo e dependente da freqüência. Num sistema de coordenadas mais geral em que as medições raramente são feitas exatamente sobre o sistema de coordenadas da estrutura 2D, a equação (4.6) pode ser reescrita como, Z = R(θ)C[I Z 2D D]Z 2 R T (θ), (4.9) onde R(θ) é a matriz de rotação dos eixos de medida para os eixos principais da estrutura regional e R T (θ) a sua transposta. No caso de haver somente distorção galvânica, D anula-se na expressão acima, e a equação (4.6) torna-se: Z = R(θ)CZ 2D R T (θ). (4.10) Uma estrutura de condutividade 3D em subsuperfície, sujeita a um campo magnético variante no tempo, sempre gera dois tipos de respostas. Uma delas, é decorrente do acúmulo de cargas em suas bordas, gerando um campo eletrostático (efeito galvânico). A outra, consiste na indução de correntes pelo princípio da lei de Faraday (efeito indutivo). Com o aumento do período do campo incidente, a importância da contribuição indutiva sobre a contribuição galvânica diminui. Nesse caso, se as estruturas 3D puderem ser representadas por corpos confinados dentro de um ambiente regional de dimensão inferior (2D ou 1D), suas respostas indutivas podem ser negligenciadas a partir de um certo período. No entanto, o efeito das cargas nas bordas dessas estruturas pode, ainda, distorcer fortemente o campo elétrico horizontal medido (Groom e Bahr, 1992). Seguindo Bahr (1988), o campo medido E relaciona-se com o campo regional E 0 (não distorcido) através de um tensor de distorção do campo elétrico C ( ) axx a E = CE 0 = xy E 0. (4.11) a yx a yy Considerando que as estruturas anômalas 3D tenham um efeito indutivo pequeno, os elementos vão ser reais e independentes do período. A decomposição do tensor de impedâncias para a remoção de distorções telúricas geradas por estruturas locais de pequena escala foi primeiramente, introduzida por Larsen (1977). Em seu modelo, as estruturas locais são supostas 3D e a estrutura regional 1D (modelo 3D/1D). Posteriormente, várias técnicas foram desenvolvidas considerando modelos 3D/2D, com suas análises e comparações podendo ser encontradas em Groom e Bailey (1991). No modelo básico dessa decomposição, o tensor de impedâncias medido Z pode ser representado como Z = RCZ 2D R T (4.12)

48 CAPÍTULO 4. PROCESSAMENTO 36 sendo, R um operador que aplica uma rotação de um ângulo θ a um tensor, desde o sistema de coordenadas regional para o sistema de coordenadas de medida, enquanto Z 2D é o tensor de impedâncias regional 2D. Dentre as técnicas desenvolvidas, a mais utilizada atualmente é a decomposição Groom-Bailey (GB) (Groom e Bailey, 1989). De acordo com esta técnica, a fatorização do tensor distorção é representada como o produto C = gtsa (4.13) onde, g é um fator de ganho ( site gain ), T é um tensor de distorção denominado twist, S é outro tensor de distorção chamado shear e A, um tensor de anisotropia. O efeito do tensor twist (T) sobre o campo elétrico regional é simplesmente rotacioná-lo por um ângulo tan 1 t. O tensor shear (S) desenvolve uma anisotropia sobre um eixo que bisseciona o eixo de coordenadas do campo regional. Um vetor no eixo x é defletido por um ângulo tan 1 e, enquanto que um vetor ao longo do eixo y é defletido no sentido anti-horário pelo mesmo ângulo. Em casos extremos, quando o shear vale ±45 o, o campo elétrico torna-se totalmente polarizado e informações de subsuperfície somente podem ser obtidas na direção de polarização (McNeice e Jones, 2001). O tensor de anisotropia (A) gera um estiramento ao longo das direções principais do campo regional por diferentes fatores, sem alterar porém a direção do campo elétrico. Seu efeito é adicionado àquele já existente no tensor de impedâncias regional e, sem informação independente, torna-se impossível distinguir em dados experimentais entre as anisotropias local e a regional. Por fim, o site gain (g) efetua apenas um escalonamento do campo elétrico, necessário para compensar as normalizações aplicadas nos termos T, S e A. Juntos, o site gain (g) e a anisotropia (A) formam a parte indeterminável do tensor de distorção (C), não podendo ser obtidos separadamente do tensor de impedâncias regional Z 2D. Devido a isso, a decomposição GB incorpora os fatores indetermináveis g e A ao tensor de impedâncias regional, obtendo-se assim um tensor Z 2D, ao invés de Z 2D. Nesse procedimento, as duas impedâncias principais são escalonadas, separadamente, por fatores desconhecidos, mas independentes da freqüência: Z 2D = gaz 2D (4.14) Na prática, a incorporação destes fatores irá apenas deslocar as curvas principais de resistividade aparente por um fator desconhecido. As formas das resistividades aparentes e das fases permanecerão, porém, inalteradas. Substituindo (4.13) em (4.12), e considerando a relação (4.14), chegamos, finalmente, à decomposição proposta por Groom e Bailey (1989): Z = RSTZ 2DR T = [ ] [ cos θ sin θ 1 te e t sin θ cos θ e + t 1 + te ] [ 0 Z Z 0 ] [ cos θ sin θ sin θ cos θ ] (4.15) sendo, Z e Z as impedâncias associadas aos modos transverso elétrico (TE) e transverso magnético (TM), respectivamente. A equação (4.15) fornece 8 equações não lineares, e possui 7 parâmetros reais para cada período, que são: as partes real e imaginária das impedâncias

49 CAPÍTULO 4. PROCESSAMENTO 37 Z e Z, o ângulo θ e os parâmetros twist (T ) e shear (S). A hipótese de que uma estrutura geoelétrica regional pode ser caracterizada por um modelo 2D contendo anomalias 3D locais pode ser testada, quantitativamente, a partir de uma função erro do tipo χ 2, normalizada pelas variâncias σ 2 ij de cada elemento do tensor medido (Groom et al., 1993): γ 2 = i=1 j=1 [ ] 2 Zij Z mod ij σij 2 (4.16) onde, Z ij e Z mod ij são as impedâncias medidas e modeladas. Teoricamente, o valor absoluto do erro residual γ 2 deve permanecer entre 0 e 4 se é desejado ajustar as impedâncias dentro de dois desvios padrões. Na prática, porém, o uso desse parâmetro na interpretação deve ser cautelosa, visto que se as variâncias dos dados medidos forem subestimadas ou superestimadas, o erro residual será deslocado para cima ou para baixo, respectivamente. Em muitas situações, sua variação relativa ao número de parâmetros a serem determinados na decomposição pode ser mais importante que seu valor absoluto. O modelo será, provavelmente, válido no caso em que a redução no número de parâmetros usados no ajuste do modelo, causada quando um ou mais parâmetros GB são restringidos, não aumentar o erro de ajuste de forma significativa (Groom e Bailey, 1989). 4.2 Estimativa do Strike Regional A sistemática adotada na decomposição GB dos dados desta pesquisa foi o mesmo para todas as estações. Ilustraremos nesta seção o processo para a estação 174. A decomposição foi executada em quatro etapas distintas. O primeiro passo tomado na análise dos dados de todas as estações foi aplicar uma decomposição ponto a ponto (isto é, período a período), deixando cada parâmetro GB variar livremente. Este tipo de decomposição é a mais simples possível e, geralmente, é aconselhável que se inicie o procedimento dessa forma, isto porque os passos seguintes dependem das características de cada conjunto de dados, como o grau de distorção e a dependência com o período do azimute geoelétrico e dos parâmetros de distorção. Outro aspecto é que a decomposição sem restrição pode falhar, principalmente na presença de ruídos, e por isso esse resultado deve ser visto apenas como uma tendência geral. A decomposição ponto a ponto da estação 174 é mostrada na Figura (4.1). Observa-se que tanto o shear como o twist tornam-se, aproximadamente, independente do período, com valores em torno de 0 o, indicando uma baixa polarização do campo elétrico e níveis baixos de distorção. Para esta estação o twist é o parâmetro mais estável, chegando com valores próximos a 0 o ao longo de todo o período, como pode ser observado na Figura (4.1 A). Após a decomposição ponto a ponto, o passo seguinte é restringir um dos parâmetros (azimute, twist ou shear) a um valor fixo com o período, ou seja independente do período, levando-se em consideração o aumento do erro com a diminuição do grau de liberdade do ajuste. Como sugerido em Groom et al., (1993), deve-se escolher, se existente, o parâmetro mais estável. No caso da estação 174, primeiramente restringiu-se o twist, fixando-o em

50 CAPÍTULO 4. PROCESSAMENTO 38 0 o, Figura (4.1 B), onde observamos que o Shear se estabiliza em torno de 5 o, sendo portanto fixado para esse valor, como mostrado na Figura (4.1 C), estabilizando o Azimute em torno de 35 o, sendo, portanto, fixado para esse valor, como mostrado na Figura (4.1 D), que corresponde à direção N50W, concordando com o strike geológico em superfície das estruturas da região. Figura 4.1: Decomposição GB ponto a ponto dos dados da estação de sondagem 174. Triângulos verdes representam twist, círculos vermelhos representam shear e retângulos pretos representam azimute. A - Parâmetros livres; B - twist fixado em 0 o ; C - Shear fixado em 5 o ; D - Azimute fixado em 35 o,

51 CAPÍTULO 4. PROCESSAMENTO 39 É importante ressaltar que o strike geoelétrico determinado é consistente também para os períodos longos, sendo um indicador de que os grandes lineamentos delimitadores do Arco de Ponta Grossa devem ser bastante profundos. Após a análise individual de cada estação utilizamos a metodologia proposta por McNeice-Jones (McNeice e Jones, 2001), como uma forma de calcular o azimute geoelétrico que satisfizesse de forma simultânea as estações estudadas. No total, a estatística feita nessa etapa de processamento levou em conta todas as 124 estações com média de 40 períodos, no intervalo entre 0,001 e 312 s. O strike geoelétrico resultante deste processo 35 o correspondente a N50W corrobora todo o processo descrito anteriormente. Na Figura (4.2) mostramos para uma estação representativa (174) o comportamento da resistividade e fase antes e após a decomposição GB. No painel A mostramos a Resistividade (topo) e Fase (base) antes da Decomposição GB e no painel B mostramos a Resistividade (topo) e Fase (base) após a Decomposição GB. Figura 4.2: A - Resistividade (topo) e Fase (base) antes da Decomposição GB e B - Resistividade (topo) e Fase (base) após a Decomposição GB. Círculos vermelhos representam a direção XY e retângulos pretos a direção YX.

52 CAPÍTULO 4. PROCESSAMENTO 40 Os erros são relativamente baixos, como podemos observar na Figura (4.3). Porém, para analisar seu valor absoluto, seriam necessárias estimativas confiáveis das variâncias das impedâncias, conforme discutido nos trabalhos de Chave e Jones (1997), Jones et al., (1993a) e Groom et al., (1993). Teoricamente, o valor absoluto do erro residual deve permanecer entre 0 e 4 se é desejado ajustar as impedâncias dentro de dois desvios padrões. Na prática, porém, o uso desse parâmetro na interpretação deve ser cautelosa, visto que se as variâncias dos dados medidos forem subestimadas ou superestimadas, o erro residual será deslocado para cima ou para baixo, respectivamente. Em muitas situações, sua variação relativa ao número de parâmetros a serem determinados na decomposição pode ser mais importante que seu valor absoluto. O modelo será, provavelmente, válido no caso em que a redução no número de parâmetros usados no ajuste do modelo, causada quando um ou mais parâmetros GB são restringidos, não aumentar o erro de ajuste de forma significativa (Groom e Bailey, 1989). Figura 4.3: A - Distribuição logarítmica do erro antes da Decomposição GB e B - Distribuição logarítmica do erro após a Decomposição GB.

53 CAPÍTULO 4. PROCESSAMENTO Correção do Static Shift Após a decomposição GB, as resistividades aparentes podem apresentar valores deslocados da resistividade regional verdadeira. Através da aplicação da correção do fator de anisotropia local, proposta por Groom et al., (1993), os dois fatores de deslocamento em cada estação reduzem-se a somente um, o ganho g ( site gain ) também conhecido como static shift. A correção para este fator tem sido aplicada em vários estudos MT antes da inversão de dados, tal como mostrado em Ferguson et al., (1999), Groom et al., (1993), Jones et al., (1993a) e Jones e Dumas (1993), acreditando-se que o fator de deslocamento remanescente possa ser, em média, da ordem de 1/3 de década de resistividade. A correção do static shift, neste trabalho, foi feita em duas fases: a primeira fase utilizou a técnica proposta por Jones (Jones 1988) e amplamente testada por Beamish e Travassos, (Beamish et al., 1992a) que consiste em se determinar um fator de correção (4.17) através da raiz quadrada da mediana dos valores invertidos de todas as estações que apresentavam comportamento 1D ( ρ c ) como pode ser visto na Figura (4.4) dividido pela média dos condutores abaixo da Formação Serra Geral, representado pela Figura(4.5). A resistividade aparente corrigida de cada estação será fornecida pela expressão (4.18) D i = ρ c ρ c i ρ a i,corr = ρ a i D 2 i (4.17) (4.18) onde ρ a i é a resistividade aparente de cada estação. Como podemos observar deslocamos as curvas em cada modo (TE e TM) de modo a se sobreporem ao nível do valor corrigido. Na Figura (4.6) pode-se comparar as resistividades aparentes antes e após a correção da anisotropia local para a estação 58 da linha 4, cujas respostas já foram discutidas no capítulo anterior. Nota-se que as resistividades em ambos os modos em períodos mais curtos encontram-se aproximadamente num mesmo patamar após a correção da anisotropia local.

54 CAPÍTULO 4. PROCESSAMENTO 42 Figura 4.4: Figura representativa das inversões 1D Figura 4.5: Figura representativa dos condutores abaixo da Fm. Serra Geral Figura 4.6: Comparação das resistividades aparentes antes (A) e após (B) a correção de anisotropia local nos dados da estação 58 da linha 4.

55 CAPÍTULO 4. PROCESSAMENTO 43 A segunda fase de correção do static shift foi executada no processo de modelagem (Capítulo 6), onde observamos ainda, um deslocamento residual das curvas no modo TE e TM. A correção do static shift está exemplificada na Figura (4.7), que se refere ao procedimento descrito na subseção Figura 4.7: Correção do static shift residual nos dados da estação 71 da linha 3.

56 Capítulo 5 INVERSÃO 2D A inversão de dados MT, de uma forma geral, envolve a construção de um modelo de resistividade (ou condutividade) elétrica, vinculado à alguma condição de unicidade, que reproduza os dados medidos na superfície terrestre dentro de um certo limite. Neste trabalho, os modelos bidimensionais de resistividade da parte crustal e do manto superior foram obtidos usando-se o código de inversão Mackie (2001), no qual o algoritmo emprega um esquema de gradientes conjugados não lineares (NLCG). O código é um método eficiente de inversão iterativa que objetiva a obtenção de modelos com mínima estrutura. Parte-se de um modelo inicial (σ 0 ) no qual os campos elétrico e magnético para cada modo de propagação (T E e T M) são calculados e usados para estimar os resíduos entre as respostas do modelo e aquelas medidas. Com isto, pode-se obter a perturbação do modelo sob cada estação através de uma pseudo inversão 1-D e, em seguida, após uma interpolação polinomial, obtém-se o modelo 2D completo. As perturbações são incorporadas ao modelo inicial, repetindo-se todo ciclo novamente até que se consiga um ajuste satisfatório. 5.1 Modelagem Direta 2D MT Consideramos a terra sólida como semi espaço condutivo, z 0, enfatizando uma atmosfera perfeitamente resistiva. Modela-se a fonte eletromagnética como uma camada de corrente plana a uma altura z = h. Uma vez que os parâmetros físicos da terra independem de um sistema cartesiano (x), as equações de Maxwell se ramificam em polarizações T M e T E. Com o propósito de calcular dados MT à baixa freqüência basta resolver as equações de (5.1) a (5.4). 2 E x y E x z 2 = iωµσe x, (5.1) E x z z= h = iωµ. (5.2) 44

57 CAPÍTULO 5. INVERSÃO 2D 45 para a polarização T E, e y (ρ H x y ) + z (ρ H x z ) = iωµh x, (5.3) H x z=0 = 1. (5.4) para a polarização T M, onde E x (H x ) é a componente x do campo elétrico (indução magnética), ω é a freqüência angular, µ é permeabilidade magnética (supondo que seja de um espaço livre), σ a condutividade elétrica e ρ a resistividade. Dados MT são expressos como a razão do campo elétrico pelo magnético no domínio da freqüência que se constituem como uma resistividade aparente complexa. Para a polarização T E, a resistividade aparente é definida como ρ app = 1 ωµ ( E x H y ) 2. Das equações de Maxwell s H y = 1 E x iωµ z, e, para a polarização TM, (5.5) (5.6) e ρ app = 1 ωµ ( E y H x ) 2, E y = ρ H x z. (5.7) (5.8) 5.2 Modelagem Numérica Para uma solução aproximada das equações (5.1) a (5.8) para um ampla classe de funções de resistividade, os algoritmos de inversão empregam o algoritmo numérico de modelagem direta descrito por Mackie et al., (1988). Neste algorítmo o semi espaço z 0 está segmentado em blocos 2-D retangulares de dimensões variantes, cada um possuindo uma resistividade constante. Modelos de resistividade espacialmente heterogêneos resultam da variação das resistividades entre os blocos. Os blocos exteriores de uma região finita são semi-infinitos. Aproxima-se as equações de Maxwell através de equações de diferenças finitas derivadas usando-se o idéia de Mackie e Madden (1989). Para cada polarização e freqüência, as equações de diferenças finitas podem ser expressas como um sistema complexo de equações lineares Kv = s. (5.9)

58 CAPÍTULO 5. INVERSÃO 2D 46 No caso da polarização TE, este sistema linear representa as equações (5.1) e (5.2) com o vetor v englobando as amostras do campo E x numa grade. A matriz simétrica complexa K e o vetor s, ao lado direito, são funções da freqüência e das dimensões e resistividades dos blocos do modelo. Para uma dada estação de observação, a quantidade E x na equação (5.5) é calculada como uma combinação linear dos elementos de v, representando uma certa espécie de interpolação linear e/ou media do campo E x. Igualmente, calcula-se H y como uma função linear (diferente) de v, neste caso também representando uma diferenciação numérica de acordo com a equação (5.6). Desta forma, a resistividade aparente complexa para a estação é dada pela expressão ρ app = 1 ωµ ( at v b T v )2 (5.10) onde a e b são vetores dados. Uma discussão análoga se aplica à polarização TM, com v sendo discretizado do campo H x e com as diferentes escolhas de K, s, a, e b 5.3 O Método de Inversão Podemos escrever o problema inverso como d = F(m) + e, onde d é um vetor de dados, m um vetor do modelo, e um vetor de erro e F e uma função de modelagem direta. Tomamos d = [d 1 d 2 d N ] T com cada d i sendo ou log de amplitude ou a fase da resistividade aparente para uma polarização particular (TE ou TM), estação de observação e a freqüência ω. Tomamos m = [m 1 m 2 m M ] T Como sendo um vetor de parâmetros que define a função resistividade. Estando consistente com o esquema numérico de modelagem direta, fazemos com que m seja o número de blocos do modelo e cada m j seja o logaritmo da resistividade (log ρ) para um bloco único. Dadas essas definições de d e m, a função F é implicitamente definida pelas equações (5.9) e (5.10). Resolvemos o problema inverso, no sentido dado por Tikhnov e Arsenin(1977), tomando uma solução regularizada como sendo um modelo que minimiza a função objeto ψ definida por ψ(m) = (d F(m)) T V 1 (d F(m)) + λm T L T Lm (5.11) para cada λ, V e L. O parâmetro de regularização λ é um número positivo e a matriz V, definida positiva, faz o papel da variância do vetor erro e. O segundo termo de ψ define um funcional estabilizador sobre o espaço do modelo. Neste estudo, escolhemos a matriz L como sendo um operador simples, de segunda diferença, tal que, quando a grade dos blocos do modelo for uniforme, Lm se aproximam do laplaciano de log ρ. 5.4 Algoritmo de Minimização Para minimizar uma função objeto ψ em relação a m, podemos considerar três algoritmos numéricos: O método Gauss-Newton (GN), o método Mackie e Madden (1993)(MM) e o

59 CAPÍTULO 5. INVERSÃO 2D 47 método do gradiente conjugado não linear (NLCG). Cada algoritmo gera uma seqüência de modelos m 0, m 1,, o qual espera-se que ψ(m l ) min m ψ(m) com l. 5.5 Interpretação dos resultados da Inversão 2D A inversão dos dados seguiu duas etapas: Inversões individuais de cada modo TE ou TM e inversão simultânea dos modos TE e TM. Na primeira etapa, o modelo de partida usado consistiu de um semi-espaço homogêneo com resistividade de 100 ohm-m. Uma vez que o modelo resultante da inversão tende a depender do modelo de partida (Smith e Booker, 1991), outros modelos foram também testados, incluindo semi espaços com resistividades superiores e inferiores a 100 ohm-m e modelos mais complexos baseados em inversões 1D (conforme propusera Wu et al., 1993). Observou-se, porém, que os resultados finais foram sempre similares. Outro aspecto importante a ser discutido refere-se à escolha das barras de erros dos dados e ao ajuste a ser obtido na inversão. Considera-se que um ajuste normalizado adequado deve fornecer valores inferiores a 4 para constituir um modelo aceitável (Jones et al., 1993a). Isso requer, porém, que se tenha uma estimativa confiável das barras de erros dos dados experimentais. No caso deste estudo, as barras de erros foram obtidas a partir de técnicas convencionais de análise espectral (Gamble et al., 1979b). Há uma vasta literatura sobre a impropriedade do uso desses cálculos de erro, especialmente quando o número de estimativas espectrais é muito diferente em diferentes partes do espectro de freqüências amostrado (ver, por exemplo, Eisel e Egbert, 2001). Em particular, as barras de erros em altas freqüências (onde há um número considerável de estimativas espectrais individuais) são minimizadas em comparação com os dados de baixa freqüência. Devido a isso, geralmente não se usam as barras de erros experimentais no processo de inversão, optando-se por um erro padrão único para todo o espectro de freqüências (Jones et al., 1993a). Adotou-se aqui um erro padrão de 3 % para todos os dados, equivalente a 0,85 o em fase. De acordo com o disposto nas Figuras (5.1), (5.2), (5.3), cada perfil foi invertido utilizando a metodologia de gradientes conjugados não lineares (NLCG), proposta por Mackie (2001) e implementada no pacote WinGlink (Geosystem, 2002). Ilustramos nas Figuras (5.1), (5.2) e (5.3), os resultados obtidos para três linhas (1, 3 e 5 respectivamente) representativas para todo o conjunto de dados. O bom ajuste da resposta dos modelos aos dados observados mostra que os modelos conseguiram reproduzir as feições observadas nos dados. De um modo geral os modelos finais (Figs (5.1) - (5.3)) mostram, em suas porções mais rasas, uma correlação muito boa com o conhecimento geológico da região. O resistor superficial de cerca de 100 ohm.m que se estende de sudoeste a noroeste da região investigada está associado aos derrames de lavas basálticas da Fm. Serra Geral. Os condutores (10-30 ohm.m) identificados acima dos resistores estão associados aos sedimentos do Grupo Bauru. Os condutores localizados abaixo do resistor da Fm Serra Geral são associados aos sedimentos Paleozóicos da Bacia, situados acima de um resistor de cerca de 500 ohm.m, ao qual está associado ao embasamento geoelétrico da bacia. É interessante nesta última unidade geoelétrica a existência de regiões condutivas verticalizadas. Essas regiões apresentam-se em

60 CAPÍTULO 5. INVERSÃO 2D 48 todos os perfis estudados mostrando claramente uma direção NW. Menezes (1996) associa essas feições presentes em perfil coletado cerca de 50 km a leste da área estudada, à zonas de cisalhamento e enxame diques de diabásio que formam o Arco de Ponta Grossa. Os resultados obtidos da inversão 2D foram utilizados como ponto de partida para a interpretação 3D da área estudada, objetivo final desta tese. Figura 5.1: Perfil 2D da linha 1

61 CAPÍTULO 5. INVERSÃO 2D 49 Figura 5.2: Perfil 2-D da linha 3 Figura 5.3: Perfil 2-D da linha 5

62 Capítulo 6 MODELAGEM 3D 6.1 O Algoritmo de Modelagem 3D A modelagem direta 3D da região de estudo foi realizada usando um algoritmo que utiliza a forma integral das equações de Maxwell, estando baseado nas equações de 2 a ordem em H. O método do gradiente conjugado é usado para resolver as equações para H x, H y e H z. A descrição detalhada deste algoritmo pode ser encontrada na literatura e não será repetido aqui (Mackie e Madden, 1997). O modelo da subsuperfície é discretizado em paralelepípedos, cobrindo a área de interesse nas direções horizontais e verticais. Este é o chamado núcleo do modelo. O núcleo é circundado por modelos 2D, que o estendem lateralmente e por modelos 1D que o estende verticalmente, como pode ser observado na Figura (6.1). A função destas extensões é prover as necessárias condições de contorno para o problema. O modelo 2D tem uma escala ampla o suficiente para se estender às feições regionais do modelo 3D para infinito, em termos numéricos. Os modelos 2D estendem o modelo lateralmente até uma distância de 6 skin depths, suficiente para simular infinito. Os modelos 1D estendem o núcleo em profundidade e em camadas de ar. Em profundidade o modelo 1D estende o núcleo mais de 3 skin depths. Há 7 camadas de ar adicionadas ao topo do modelo de modo a considerar os campos irradiados de volta na atmosfera. Um campo H horizontal constante é aplicado ao topo das camadas de ar. O modelo é construído de blocos de dimensões x, y, z, seguindo a regra da mão direita, considerando o eixo z positivo para baixo. O núcleo do modelo é um paralelepípedo de dimensões km 3. Incluindo as extensões, o modelo atinge km 3. O núcleo, bem como a sua extensão é mantida constante para todos os modelos discutidos abaixo. O núcleo do modelo MOD0 possui 81 nodos nas direções X e Y, respectivamente, e 33 nodos na direção Z. As dimensões laterais de cada célula, definidas pelos nodos nas direções X, Y e Z, são mantidas constantes para todos os modelos descritos neste capítulo: m 2. O programa de modelagem 3D fornece os campos na superfície E e H. 50

63 CAPÍTULO 6. MODELAGEM 3D 51 Figura 6.1: Esquema de construção do modelo 3D com o núcleo e extensões (modificado de Geotools, 1998, versão 7.27). 6.2 O Modelo MOD0 O modelo inicial, chamado aqui de MOD0, foi baseado nas inversões 2D do capítulo anterior. Procurou-se um modelo, o mais simples possível, mas que ainda refletisse as informações dos modelos 2D, adicionando-se uma desejável continuidade lateral entre os perfis. Para este modelo não consideramos as estações DAT2, utilizando apenas nas estações DAT1, embora as dimensões laterais do núcleo do modelo sejam suficientes para incluí-las em uma versão posterior do modelo. Note que a distância média entre as estações DAT1 é de 12 km na direção Y e de 30 km na direção X. Desse modo, em função das dimensões espaciais utilizadas na aquisição dos dados, o efeito de topografia pode ser negligenciado. A figura (6.2) mostra a distribuição do conjunto de estações DAT1, superimpostas à superfície do núcleo do modelo MOD0.

64 CAPÍTULO 6. MODELAGEM 3D 52 Figura 6.2: Distribuição das estações no núcleo do modelo 3D. Os números de 1 a 8 indicam a denominação das linhas ao longo do modelo.

65 CAPÍTULO 6. MODELAGEM 3D 53 Em termos gerais o MOD0 apresenta 100 a 300 m de sedimentação Cretácica continental em 3 cenários tectônicos (Zalan et.al., 1990), acima de uma camada de basalto (Formação Serra Geral - JuroCretácica) de 600 a 2000 m de espessura. Abaixo do basalto há 1000 a 3500 m de sedimentos (10-50 ohm.m), sobrepostos ao embasamento geolétrico (500 ohm.m), parte superior da crosta continental, que no modelo apresenta espessuras variando de 25 a 45 km. A última camada identificada no modelo MOD0 é um semi-espaço com a mesma resistividade do basalto: 100 ohm.m. Essa unidade poderia estar associada ao gabro acrescionado na base da crosta, conforme sugerido na literatura (Molina et al., 1988; Ussami et al., 1993; Vidotti et al., 1996). Note que a existência da camada resistiva não é comprovada nas referências citadas, visto não ser a única possibilidade do modelamento gravimétrico. No entanto, mesmo supondo a existência desta camada resistiva em profundidade, fica claro que o MOD0 não consegue resolver o seu limite inferior. Esta discussão será abordada abaixo, quando discutirmos a análise de sensibilidade do modelo 3D final. No exercício de modelagem do MOD0, isto é as modificações de modo a melhorar o ajuste das respostas do modelo, resistividade aparente e fase, contra os dados, o julgamento da qualidade do ajuste foi realizado através de análise visual, em um procedimento de tentativa-e-erro GIGO, Garbage in, garbage out. Tal procedimento restringiu-se basicamente às unidades acima do embasamento da bacia. Foram realizados 62 modificações no modelo inicial, até atingir o estágio final do MOD0, onde cada modificação implicava um tempo médio de computação de 4h/modelo. O MOD0 pode ser visualizado através de planos em X, Y, ou Z, como na Figura (6.3). Utilizamos como representação gráfica do modelo MOD0 um plano YZ coincidente com a linha 1. A comparação das respostas do modelo contra os dados pode ser visualizada através de pseudo-seções. O MOD0 está longe de apresentar um ajuste aceitável para os nossos dados, conforme pode ser visto na figura (6.4). O modelo MOD0 foi utilizado como ponto de partida para uma segunda etapa no exercício de modelagem, descrita abaixo, culminando no modelo final denominado de MOD1. A Figura (6.4) apresenta os valores de resistividade aparente para o plano representativo da linha 1, na forma de pseudo-seções. A Figura mostra os dados e as respostas do modelo. A localização das estações está projetada sobre o perfil em superfície do plano escolhido. A qualidade do ajuste pode ser avaliada por meio das pseudo-seções. A Figura (6.5) apresenta as pseudo-seções para a fase, a direção YX está defasado da direção XY de 90 o. A Figura 6.6 ilustra o ajuste obtido para a resistividade aparente e fase na estação 187, da linha 1.

66 CAPÍTULO 6. MODELAGEM 3D 54 Figura 6.3: Representação do plano YZ do modelo MOD0 da linha 1. Figura em dimensões de grid. A escala em Z é expressa em metros.

67 CAPÍTULO 6. MODELAGEM 3D 55 Figura 6.4: Pseudo-seção de resistividade do plano representativo da linha 1, com a localização das estações projetadas sobre o perfil em superfície do plano escolhido. Os painéis A e C apresentam os resultados na direção XY, enquanto os painéis B e D apresentam a direção YX. A e B representam os dados, enquanto C e D representam as respostas do modelo.

68 CAPÍTULO 6. MODELAGEM 3D 56 Figura 6.5: Pseudo-seção de fase do plano representativo da linha 1, com a localização das estações projetadas sobre o perfil em superfície do plano escolhido. Os painéis A e C apresentam os resultados na direção XY, enquanto os painéis B e D apresentam a direção YX. A e B representam os dados. C e D as respostas do modelo. B e D estão defasados de 90 o em relação a A e C respectivamente.

69 CAPÍTULO 6. MODELAGEM 3D 57 Figura 6.6: Resistividade aparente (A) e Fase (B) dos dados e do modelo na estação 187, linha 1. Na direção XY, os dados estão representados por círculos verdes e a resposta do modelo por círculos pretos. Na direção YX os dados estão representados por retângulos laranja e a resposta do modelo por retângulos amarelos.

70 CAPÍTULO 6. MODELAGEM 3D O Modelo MOD Fase 1: Tentativa-e-Erro O modelo MOD1 é o resultado de um longo exercício de modelagem, realizando 48 alterações no MOD0. Embora um exercício de modelagem seja um processo em aberto, isto é sem fim, consideramos que o MOD1 atingiu um estágio satisfatório, quando as respostas do modelo apresentaram um ajuste considerado bom, para as curvas de resistividade e fase, na maior parte das estações. O ajuste foi julgado satisfatório com base em uma análise visual das respostas do modelo em relação aos dados (resistividade e fase). O MOD1 estendeu o MOD0 para SE, incorporando as estações do conjunto DAT2. As dimensões do MOD0, núcleo e extensões, foram mantidas para o MOD1. No entanto, como agora incluímos as novas estações, ampliamos o limite dos períodos para 900 s; o limite superior das estações DAT2. O MOD1 apresenta uma série de modificações importantes em relação ao MOD0. Além da inclusão das estações DAT2, incorporou os resultados da sua modelagem 2D, publicados anteriormente (Menezes, 1986; Menezes e Travassos, 2000). Outra modificação reside no fato da sua evolução estar condicionada na análise visual do ajuste das respostas do modelo em todas as estações, não mais na sua maioria, como foi o caso do MOD0. Finalmente, o modelo resultante dessa fase de análise visual foi posteriormente perturbado, de modo a maximizar a informação disponível nos dados. Esta análise foi realizada com base na observação qualitativa da evolução do misfit de todas as estações frente às respostas do modelo, a cada nível de perturbação. Todas essas etapas estão descritas a seguir. A porção sedimentar da Bacia do MOD0 praticamente não foi alterada para o MOD1. Consideramos o ajuste bom, concentramo-nos apenas nas modificações da crosta para o final do modelo. Houve, no entanto, modificações importantes que afetaram a região rasa do modelo. Uma das principais modificações do MOD1 foi a imposição de diques de diabásio, de modo a melhorar o ajuste em várias estações. A imposição dos diques já foi realizada em outros trabalhos anteriores (Beamish e Travassos, 1993a,b; Menezes e Travassos, 2000). Uma limitação do MOD1: não foi possível introduzir as soleiras de diabásio que existem (Zalan, 1986; Quintas, 2000). Os diques são estruturas verticais, restringindo-se ao longo dos lineamentos e falhas com strike NW-SE, e secundariamente as falhas com strike NE-SW ou até mesmo EW. A espessura dos diques variam no intervalo de 20 m - 60 m ao longo dos afloramentos, estendendo-se por mais de 10 km, podendo ser mapeado em dados magnéticos ao longo de centenas de quilômetros. Os lineamentos NW-SE, de grande escala, estão associados ao Arco de Ponta Grossa (PGA), sendo provavelmente estruturas de raiz profunda, atingindo o manto superior. Esses lineamentos foram reativados como falhas transcorrentes durante a separação do Gondwana. Diques foram impostos lateralmente àquelas estações onde o ajuste era impossível, apresentando, em alguns casos, uma inversão de polaridade entre os dados e as respostas do modelo. No entanto é impossível resolver os diques em dados provenientes de estações distantes km, considerando que a sua largura máxima, em afloramentos, é da ordem de 60 m. Devido a isto impomos diques de largura

71 CAPÍTULO 6. MODELAGEM 3D 59 igual a uma célula do modelo, o que representa uma largura arbitrária. Naturalmente todos os diques tem origem no manto, mas apenas uma parte atinge a superfície. A Figura (6.7) mostra a curva de resistividade para o MOD1 da estação 187 depois Figura 6.7: Resistividade aparente dos dados e do modelo na estação 187 após a imposição de um dique. Na direção XY, os dados estão representados por círculos verdes e a resposta do modelo por círculos pretos, enquanto que na direção YX os dados estão representados por retângulos laranja e a resposta do modelo por retângulos amarelos. da imposição de um dique. No apêndice iremos mostrar os dados e as respostas do modelo para todas as estações do grupo DAT1 e DAT2. Notamos que mesmo a polarização é corrigida, que a sua influência é permitir um melhor ajuste para os longos períodos bem como corrigir a polarização. Mesmo após a imposição dos diques houve ainda estações onde o ajuste mostrava-se difícil. Logrou-se uma melhora significativa no ajuste nessas estações incorporando ao modelo corpos condutivos isolados na crosta, com resistividade de 30 ohm.m, a profundidades entre 5 km e 15 km. Os corpos condutivos apresentam uma geometria prismática, devido a necessidade de limitá-los lateralmente para onde há estações. Foram modelados 3 destes corpos. O primeiro corpo condutivo está situado abaixo das estações 35, 36, 37 e 38 da linha 3, indicado por setas, conforme mostrado na Figura (6.8), com uma dimensão lateral que se estende até meio-caminho para as linhas adjacentes; linhas 2 e 4. Este corpo permitiu uma melhora significativa no ajuste das estações citadas acima.

72 CAPÍTULO 6. MODELAGEM 3D 60 Figura 6.8: Plano-X do MOD1 representativo da linha 3, mostrando a localização do corpo condutivo 1 na crosta, em amarelo, abaixo das estações. O segundo corpo melhora o ajuste nas estações 105, 106, 107, 108, 182 e 183 da linha 1, indicado por setas, conforme mostrado na Figura (6.9), com uma dimensão lateral que se estende até meio-caminho para a linha adjacente 2. O terceiro e último corpo permitiu melhorar o ajuste do conjunto de estações DAT2, indicado por setas, conforme mostrado na Figura (6.10).

73 CAPÍTULO 6. MODELAGEM 3D 61 Figura 6.9: Plano-X do MOD1 representativo da linha 1, mostrando a localização do corpo condutivo 2 na crosta, em amarelo, abaixo das estações. Figura 6.10: Plano-X do MOD1 representativo do conjunto de estações DAT2.

74 CAPÍTULO 6. MODELAGEM 3D 62 Conforme dito acima, as limitações do MOD0 foram atacadas/estudadas no processo de construção do MOD1, através do exercício de modelagem, realizado a partir de alterações aplicadas no modelo inicial e foi atingido o estágio satisfatório da modelagem. Este foi o MOD1, obtido na Fase 1. Não obstante o bom ajuste obtido na Fase 1, o modelo apresentava feições que não eram aceitáveis, do ponto de vista dos conhecimentos anteriores. Consideramos que essas feições estariam a grandes profundidades, isto é, do embasamento em diante. A principal delas consistia em o modelo terminar em um semi-espaço de 100 ohm.m, conforme obtido na inversão 2D de todas as linhas. Tal resistor poderia corresponder a uma rocha ígnea, de composição gabróica, camada essa já esperada pelos resultados de outros trabalhos. No entanto a sua espessura não pode ser infinita. Há duas possibilidades. A primeira seria que os dados não possuem alcance em período suficiente para atingir o manto superior. A segunda seria que apenas poucas freqüências poderiam atingir o manto, tornando muito difícil notar uma diferença visual no ajuste dos dados, de modificações operadas nas estruturas em profundidade do modelo. Iremos referir a esse resistor na base da crosta simplesmente como gabro. As modificações nas feições profundas, foram atacadas na Fase 2 da construção do MOD1, fase esta baseada inteiramente na análise da evolução do misfit do modelo em todas as estações. O procedimento adotado foi o de impor perturbações ao MOD1, procedimento este que permitiu maximizar as informações disponíveis nos dados, analisando o seu comportamento para os longos períodos. Referiremos à Fase 2 de construção do MOD1, genericamente como análise de sensibilidade Fase 2: Análise de Sensibilidade A análise da sensibilidade foi realizada através de um exercício de modelagem, onde algumas unidades geoelétricas profundas (e.g., crosta, gabro etc.), tiveram o valor da sua resistividade, ou da sua geometria (profundidade, espessura etc.) alteradas, em relação ao MOD1 na Fase 1, de uma série de valores. A modificação no valor de um parâmetro do modelo é realizada supondo que a sua geometria e resistividade possam ser alteradas, de modo que o seu efeito no misfit seja independente, em relação às modificações em outro parâmetro. Isto não ocorre desta maneira, no entanto esta é a única maneira possível de se realizar tal análise utilizando um programa de modelagem direta. De modo a realizar a análise de sensibilidade, isto é, os efeitos de uma dada perturbação nas respostas do modelo, analisamos a evolução do misfit das respostas do modelo em relação aos dados, levando em conta a magnitude dos intervalos de confiança, expressos pelas barras de erros, neste trabalho referentes a 1 (um) desvio-padrão, ou 68%. Esta análise é realizada numericamente, sem a inspeção visual da qualidade do ajuste, conforme foi realizado na primeira fase da construção do MOD1. A análise do misfit que se segue, basea-se no fato de que o modelo resultante da Fase 1 é, aproximadamente, o melhor modelo, em que pese o reconhecimento da não-unicidade, resultado do nosso conjunto de dados ser incompleto, e da inevitável instabilidade numérica que acompanha os nossos cálculos.

75 CAPÍTULO 6. MODELAGEM 3D 63 As nossas ferramentas para essa análise serão duas: A primeira, uma medida do misfit, que possa quantificar a discrepância entre os dados e as respostas do modelo. A segunda é uma medida da tolerância, que fornece o nível considerado aceitável para o misfit, nível este indicativo de que o modelo conseguiu explicar adequadamente os dados. Supomos os erros associados aos nossos dados não são correlacionados e são resultado de um processo Gaussiano aditivo. Desta forma a incerteza associada à i-ésima observação indica que o valor está contido em um intervalo d i ± σ i, (6.1) onde d i é a i-ésima observação e σ i fornece o tamanho do intervalo de confiança. No nosso trabalho a probabilidade do valor real, desconhecido, estar confinado ao intervalo de confiança é Consideraremos que um valor razoável para o misfit é dado por (Parker, 1994) n (d i δ i ) 2 T 2, i=1 σ 2 i (6.2) onde σ i é a resposta da i-ésima observação do modelo direto d i, T a tolerância, que define um valor satisfatório do misfit entre a resposta do modelo δ i e a observação d i e n é o número de graus de liberdade. Para valores de n 3 uma estimativa razoável para T é dado por (Parker, 1994) T = σn 1 2 [1 1 4n n 2 + O(n 3 )]. (6.3) Utilizamos na relação (6.3) o valor médio de σ para todas as estações e desprezando termos de ordem O(n 3 ), incorrendo em erros menores que 0.05%, para n 3. O valor de T passa a ser o valor teórico do misfit, ou a tolerância. Escolhemos trabalhar com as impedâncias Z xy e Z yx, deste modo, d i = z i kl, k, l = x, y e k 1 (6.4) e, por conseguinte, σ i são os intervalos de confiança associados aos valores da impedância. O total de graus de liberdade é elevado. Temos: 134 estações; 2 direções (Z xy e Z yx ); uma média de 40 freqüências por estação e dois graus de liberdade adicionais (partes real e imaginária de cada Z kl ), deste modo, tipicamente, n = Substituindo este valor e fazendo-se σ = 1 na relação (6.3) temos: T = 103. Podemos tomar partido da forma da relação (6.2) e utilizar o rms para cálculo do valor do misfit utilizando a seguinte expressão r = 1 n (d i δ i ) 2, (6.5) n i=1 σ 2 i onde r é o rms. O valor do misfit fornecido pela relação (6.5) pode ser normalizado em relação a tolerância T, fornecida pela relação (6.3). Deste modo fazemos a substituição de variáveis: ( r T B) f R, (6.6)

76 CAPÍTULO 6. MODELAGEM 3D 64 onde B é um fator de escala, um valor redondo próximo do mínimo e f um fator de escala. Ambos, B e f são arbitrários, servindo apenas para a apresentação dos valores de misfit. B fornece o valor relativo de R em relação à tolerância, por exemplo, B = significa um valor 24.5% maior que T. O valor de escala varia, mas é tipicamente f O número de graus de liberdade pode ser reduzido, simplesmente restringindo-se a faixa de freqüências analisada. Isto é particularmente útil no caso das estruturas mais profundas que não devem ser afetadas pelos períodos mais curtos. Por exemplo, espera-se que, caso os dados atinjam o manto, a informação relevante contida nas observações estará restrita aos períodos mais longos. Neste trabalho utilizamos as seguintes faixas de freqüências: High de 10 a 320 Hz, Dead de 0.1 a 10 Hz e Low de a 0.1 Hz. Restringindo-se à faixa Low, que tipicamente possui 8 freqüências, diminuímos o número de graus de liberdade para n = e T = 64. Conforme visto acima, o MOD1 resultante da Fase 1, terminava em uma camada de resistividade compatível com rochas ígneas(gabro). O primeiro passo na nossa análise de sensibilidade foi avaliar se os dados analisados têm alcance em freqüências para atingir profundidades além da crosta inferior. Caso isto seja verdade é razoável esperar que tenhamos alguma indicação da presença do manto. Como tal presença, se existente, estaria no limite dos dados, somente a análise de sensibilidade poderá confirmar esta hipótese. É claro que não podemos testar a existência do manto com o procedimento da Fase 1 porque o manto, estando no limite dos dados, tornaria a análise visual do ajuste dos dados, em todas as estações, extremamente difícil. A análise de sensibilidade inicia-se pelo teste da existência de uma região condutora no nível da crosta inferior, abaixo do gabro. Já que tal região não foi detectada nos modelos inversos 2D, mostrados no capítulo anterior, então caso ela exista, deve estar no limite de longo período dos nossos dados. Tal região deve estar associada ao manto superior e o máximo que podemos esperar é a definição da sua fronteira e, se possível uma estimativa para a sua resistividade. Podemos tentativamente referir a essa região como o manto, ficando a discussão sobre isto postergada ao próximo capítulo. Impusemos um condutor de 1 ohm.m a uma profundidade de 130 km, a penúltima fatia em z do núcleo do modelo, estendendo-se até o seu limite inferior. Baseamos a escolha de resistividade em valores publicados na literatura (Gilbert, 2003; Holbrook, 1990). Alteramos a sua posição de 10 em 10 km, para valores menores de z, até ultrapassar toda a camada de gabro a 30 km de profundidade. A evolução do misfit R, para a faixa de freqüências LOW, relação (6.6), está na Figura (6.11), indicando que há um mínimo correspondente a 55 km de profundidade. Note que o misfit varia numa faixa em torno de 1.24 T, isto é 24% acima do valor da tolerância, um valor bastante razoável. A variação dos valores do misfit apresentada para as diversas profundidades do manto são muito pequenas, porém refletem mudanças significativas no modelo. Podemos ilustrar tal comportamento fazendo um teste sintético. Utilizaremos o modelo referente ao mínimo da Figura (6.11), a profundidade de 55 km, como modelo-base. A resposta deste modelo passa a ser o nosso novo conjunto de dados. Podemos fazer com que o misfit independa das barras de erros fazendo σ i = 1, i = 1,... na relação (6.6). O misfit de todos

77 CAPÍTULO 6. MODELAGEM 3D 65 Figura 6.11: Evolução do misfit com a variação da profundidade da fronteira do manto, para a faixa de freqüências LOW. Os valores no eixo-y são obtidos através da relação (6.6), com B = e fator de escala f = os outros modelos em relação às respostas do modelo-base é então calculado para todas as estações e freqüências. A evolução do misfit, para a faixa de freqüências LOW, está na Figura (6.12), mostrando que a sua faixa de variação está em torno de 10 6, respondendo a variações no topo do manto de até 80 km. A evolução do misfit é monótona, mostrando o mínimo a 55 km, aumentando para profundidades maiores. Isto mostra que os valores do misfit são numericamente pequenos, conforme foi visto na Figura (6.12). O próximo passo é variar o valor de resistividade do manto, inicialmente imposto ser 1 ohm.m. Estamos artificialmente impondo que a profundidade e a resistividade do manto possam ser alteradas isoladamente, de modo que o efeito no misfit seja independente, em relação ao outro parâmetro. Isto não ocorre desta maneira, mas é a única maneira possível de se realizar tal análise utilizando um programa de modelagem direta. Variamos o valor de resistividade do manto de forma logarítimica, de 0.01 a 1000 ohm.m. A evolução do misfit R, para a faixa de freqüências LOW, relação (6.6), está na Figura (6.13), indicando um mínimo em 1 ohm.m. Note que o misfit varia numa faixa em torno de 1.24 T, isto é 24% acima do valor da tolerância, novamente um valor bastante razoável. Há mais duas estruturas profundas para serem ainda analisadas: a crosta e o gabro. A fronteira inferior do gabro já foi resolvida, quando da análise do misfit para o manto. Escolhemos não variar a topografia superior do gabro, ou a inferior da crosta, por ter sido inferida através dos modelos invertidos 2D e nas fases de modelagem anteriores, as quais julgamos satisfatórias. No entanto ainda podemos avaliar a

78 CAPÍTULO 6. MODELAGEM 3D 66 Figura 6.12: Teste sintético da evolução do misfit com a variação da profundidade da fronteira do manto, para a faixa de freqüências LOW. Os valores no eixo-y são obtidos através da relação (6.6), com B = e fator de escala f = Figura 6.13: Evolução do misfit com a variação da resistividade do manto, para a faixa de freqüências LOW. Os valores no eixo-y são obtidos através da relação (6.6), com B = 1.24 e fator de escala f = 10 5.

79 CAPÍTULO 6. MODELAGEM 3D 67 evolução do misfit dessas unidades com relação a sua resistividade. Figura 6.14: Evolução do misfit com a variação da resistividade da crosta, para a faixa de freqüências LOW. Os valores no eixo-y são obtidos através da relação (6.6), com B = e fator de escala f = A Figura (6.14) mostra a evolução do misfit R, relação (6.6), para a crosta e a faixa de freqüências LOW, mostrando que o misfit varia numa faixa em torno de T, isto é 33% acima do valor da tolerância, novamente um valor bastante razoável. Na mesma figura, observa-se que os valores do misfit decrescem monotonicamente em direção ao mínimo em torno de 1600 ohm.m. Note que a partir de 1000 ohm.m os valores de misfit variam pouco, indicando que a crosta poderia ter qualquer valor igual ou superior aquele. Preferimos adotar o valor correspondente ao misfit mínimo, valor este que é compatível com uma crosta proterozóica resistiva. Resta testar a resistividade do gabro, situado entre a crosta e o manto. A evolução do misfit R, relação (6.6), para o gabro e a faixa de freqüências LOW, não confirma a sua existência, convergindo para o valor da crosta, conforme mostra a Figura (6.15). O mínimo está em torno do valor da crosta, conforme mostra a Figura (6.14). Não há dúvidas que a análise de sensibilidade correspondente ao gabro deveria estar na faixa LOW. Isto pode ser visto através de um teste sintético conforme foi feito anteriormente para o manto. Para esse teste, utilizaremos um modelo-base, que é o modelo que incorpora todas as modificações realizadas até o momento, onde o gabro tem resistividade de 130 ohm.m. A resposta deste modelo passa a ser o nosso novo conjunto de dados. Podemos fazer com que o misfit independa das barras de erros fazendo σ i = 1, i = 1,... na relação (6.6). O misfit de todos os outros modelos em relação às respostas do modelo-base é então calculado para todas as estações e freqüências. O misfit, para a faixa de freqüências

80 CAPÍTULO 6. MODELAGEM 3D 68 Figura 6.15: Evolução do misfit com a variação da resistividade do gabro, para a faixa de freqüências LOW. Os valores no eixo-y são obtidos através da relação (6.6), com B = 1.24 e fator de escala f = Figura 6.16: Teste sintético da evolução do misfit com a variação da resistividade do gabro, para a faixa de freqüências LOW. Os valores no eixo-y são obtidos através da relação (6.6), com B = e fator de escala f = 10 6.

81 CAPÍTULO 6. MODELAGEM 3D 69 LOW, está na Figura (6.16), mostrando que a sua faixa de variação está em torno de 10 6, respondendo a variações na topo do manto de até 80 km. A análise do misfit não é sensível para a existência do gabro. A sua resistividade tende para a da crosta, indicando na direção de um modelo onde não há gabro e sim uma crosta espessa com uma transição abrupta para o manto. No entanto optamos por manter a camada de gabro, por ter sido determinada pelas inversões 2D e pela modelagem 3D, MOD0 e MOD1 (Fase 1, análise visual do ajuste). Possivelmente a insensibilidade da análise do misfit para o caso do gabro esteja ligado ao fato do mesmo estar confinado entre um resistor de 1600 ohm.m (crosta) e um forte condutor de 1 ohm.m (manto). A análise do misfit para o gabro encerra a Fase 2 do MOD1. Consideramos que as estruturas acima do embasamento estão bem definidas e, por isso, não serão analisadas. O modelo final está representado no painel da Figura (6.17), onde A, B, C, D, E, F, G e H representam as fatias em x do modelo na direção NE-SW das linhas 1 a 8, respectivamente a Figura (6.18) ilustra em perspectiva as feições geoelétricas do modelo. No apêndice B cada fatia está representada separadamente.

82 CAPÍTULO 6. MODELAGEM 3D 70 Figura 6.17: Fatia em x do modelo final. A - grupo DAT2; B - linha 1; C - linha 7; D - linha 2; E - linha 3; F - linha 4; G - linha 5; H - linha 6;

83 CAPÍTULO 6. MODELAGEM 3D 71 Figura 6.18: Representação das fatias Z do modelo geoelétrico em perspectiva.

84 Capítulo 7 CONCLUSÃO O produto final desta tese é a modelagem tridimensional da Bacia do Paraná unicamente através do método MT. As principais feições do modelo estão ilustradas na Figura (6.17). Inicialmente modelamos o pacote sedimentar com espessura atingindo em alguns pontos até 10 km, possivelmente super-estimada, sendo no entanto, o que o ajuste das respostas do modelo requereu, contradizendo Pysklywec e Quintas, (2000) que modelaram o pacote sedimentar da Bacia em até 7.5 km. Modelamos ainda uma camada de basalto que se estende por todo o modelo com uma resistividade de 130 ohm.m e espessura variando entre 300 m a 1 km. A crosta, do embasamento em diante, foi modelada como um resistor de 1600 ohm.m, com profundidade do topo variando entre 5 km e 10 km e a base entre 25 km e 55 km. Valores elevados para a crosta (1000 ohm.m) já foram reportados na literatura (Beamish e Travassos (1992c)). O modelo exigia a inclusão de diques de diabásio, cuja existência já era conhecida na literatura, para um melhor ajuste em algumas estações, corrigindo inclusive, a polarização da resposta do modelo, conforme visto na Figura (6.7). Impusemos diques de largura igual a uma célula do modelo, o que representa uma largura arbitrária. Outra faceta importante foi a aparente continuidade dos diques por centenas de quilômetros. Por exemplo, o segundo dique de SW para NE na Figura (6.17) e Figura (6.18), prolonga-se por todas as demais seções do modelo. Um extenso condutor situado na crosta com profundidade variando em torno de 10 a 15 km que aumenta de volume na direção SE, foi modelado, conforme pode ser visto nos painéis de A a E da Figura (6.17). Aparentemente este condutor se estende para além do núcleo do modelo conforme indicam os vetores de indução. A Figura (7.1) mostra que os vetores de indução para os períodos mais longos (100 s e 300 s) apontam na direção da possível extensão SE do condutor, isto é, para a concentração de correntes (convenção de Parkinson, 1959). Modelamos um resistor 130 ohm.m na crosta, tal resistor poderia corresponder a uma rocha ígnea, de composição gabróica, aqui denominado gabro fazendo a transição para um forte condutor, que pode estar associado ao manto superior. O julgamento da mode- 72

85 CAPÍTULO 7. CONCLUSÃO 73 lagem quanto a estruturas mais profundas, denominadas crosta inferior e manto foi obtida a partir de um teste de sensibilidade definindo assim o limite da fronteira crosta/manto a uma profundidade de 55 km em uma camada horizontal e uniforme de resistividade 1 ohm.m. Devido ao fato de estarmos no limite dos nossos dados, a afirmativa anterior pode estar comprometida, porém o nosso teste de sensibilidade nos deu bastante confiança, visto que atingimos 24 % do valor de tolerância, como pode ser observado no capítulo anterior. O campo vertical não só foi usado nas inversões conjunta 2-D como também nos deu informações bastante valiosas a respeito dos nossos dados. Os vetores de indução acrescentaram novas informações a respeito da estrutura elétrica de subsuperfície da área de estudo. Adotamos a convenção de Parkinson (Parkinson, 1959), na qual os vetores de indução apontam para concentrações de correntes. Basicamente os vetores de indução mostram uma rotação no sentido horário com diminuição na amplitude para todas as estações, exceto as do grupo DAT2, acompanhando a diminuição do período, isto é, em direção às estruturas mais rasas. A 300 s os vetores tem amplitudes máximas, indicando que as concentrações de correntes estão nas direções E e NE, rodando para SE e NE em 100 s, conforme pode ser visto na Figura (7.1) a rotação para as estações do grupo DAT2 é mais evidente.

86 CAPÍTULO 7. CONCLUSÃO 74 Figura 7.1: Vetores de indução para várias freqüências do conjunto de estações DAT1 (vermelho) e DAT2 (amarelo). Os vetores apontam para a concentração de correntes (Convenção de Parkinson).

87 CAPÍTULO 7. CONCLUSÃO 75 Na escala de freqüência, as décadas seguintes apresentam uma diminuição mais acentuada nas amplitudes das estações do grupo DAT1, mantendo a tendência de rotação para as estações do grupo DAT2, conforme pode ser visto para os períodos 30 e 10 s, no painel da Figura (7.1). A próxima década confirma o que foi visto anteriormente, apenas aumentando o grau de desorganização das estações do grupo DAT1. Aparentemente há duas tendências de concentração de correntes em profundidade, uma para NE (DAT1) e outra, mais restrita a parte Sul do modelo, para E (DAT1 e DAT2). Esta última tendência aparentemente indica o crescimento do condutor crustal, visto no painel A da Figura (6.17) e Figura (6.18), para E e além do modelo. Note-se que o oceano está a mais de 300 km de distância, anulando a possibilidade de influência da costa. À interpretação do modelo 3D descrito anteriormente, em conjunto às interpretações dos dados termo-mecânicos, gravimétricos e sismológicos, advindos da literatura, podemos adicionar novos vínculos ao modelo evolucional para a Bacia do Paraná. A tectônica da região durante o Paleozóico Superior foi dominada pela convergência e subducção ativa ao longo da margem Panthalassa do Gondwana. A subsidência na bacia está claramente relacionada com os principais eventos tectônicos na margem da placa, mas segundo Pysklywec e Quintas (2000) há um retardo entre a subducção e o começo da deposição da bacia. A correlação entre a subducção abaixo do Gondwana e a sedimentação na Bacia do Paraná no Carbonífero- Permiano está ilustrada na Figura (7.2), onde A é o grupo Itararé; B é Formação Rio Bonito; C é a Formação Palermo; D é a Formação Irati, E é Formação a Serra Alta, Teresina e Rio do Rasto. A figura mostra também quando começa a subducção ao longo das margens do Panthalassa do Gondwana. Quintas et al., (1999) realizaram uma modelagem termo-mecânica na Bacia do Paraná usando modelos extensionais de cisalhamento puro. Os referidos autores definiram 3 principais eventos extensionais, os 2 primeiros durante no Paleozóico e o terceiro no início do Mesozóico associado ao fluxo de basalto maciço da Formação Serra Geral (144 Ma). Todos esses eventos são contemporâneos a orogenia dos Andes (Quintas et al., 1999). O segundo evento (296 Ma) produziu a taxa de subsidência máxima na bacia, provavelmente indicando que o stress foi superior ao primeiro evento, ou houve um enfraquecimento prévio da litosfera favorecendo um maior estiramento crustal. A deposição das Formações Palermo, Irati, Teresina e Rio do Rasto estão associadas com o segundo evento com taxas de subsidência de 30 m/ma ( Fm. Palermo) para até 92 m/ma (Fm. Rio do Rastro). O terceiro evento foi responsável pela deposição da seqüência vulcânica Jurássico, gerando uma sobrecarga devido ao volumoso fluxo de lava. Assumpção et al., (2002) modelaram a crosta na Bacia do Paraná com 3 camadas: Sedimentos no topo da seqüencia com Vps = 4.9 km/s com espessura de 3,7 km; uma crosta superior com Vpu = 6.29 km/s atingindo 20 km de profundidade e uma crosta inferior a ser modelada. Uma análise da função receptor junto com dados Bouguer (Assumpção et al., 2002), sugerem 2 modelos crustais possíveis para a Bacia do Paraná que seriam compatíveis com necessidades de isostasia. O 1 o requereria um manto litosférico de baixa densidade na área do cráton. O 2 o requereria uma densidade mais alta para a crosta na Bacia do Paraná. Neste trabalho os referidos autores definem a espessura total para a crosta dentro da nossa

88 CAPÍTULO 7. CONCLUSÃO 76 Figura 7.2: Correlação entre a subducção abaixo do Gondwana e a sedimentação na Bacia do Paraná no Carbonífero-Permiano. A - grupo Itararé; B - Formação Rio Bonito; C - Formação Palermo; D - Formação Irati, E - Formação a Serra Alta, Teresina e Rio do Rasto. A figura mostra também quando começa a subducção ao longo das margens do Panthalassa do Gondwana. (modificado de Pysklywec e Quintas, 2000) área de levantamento MT em T c = 40.4 ± 1.1km, estando em concordância com algumas regiões do nosso modelo. Todos os resultados podem ser resumidos em uma fatia do modelo na direção SW- NE. A Figura (7.3) mostra a fatia correspondente à linha 1 do modelo 3D, onde apresentamos as feições geoelétricas em subsuperfície do modelo 3D final. Na figura está indicada a limitação da moho (F) e o manto superior revelados pela sismologia (Assumpção et al., 2002) que em nossa modelagem é vista como gabro. Indicamos por A os sedimentos do Cretácio Superior, por B os sedimentos do Paleozóico, D como crosta Pré-Cambriana, E o enxame de diques, G as rochas ígneas de composição gabróica e I o condutor associado ao manto superior.