UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO INSTITUTO DE ASTRONOMIA, GEOFÍSICA E CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS VANESSA BIONDO RIBEIRO

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1 UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO INSTITUTO DE ASTRONOMIA, GEOFÍSICA E CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS VANESSA BIONDO RIBEIRO Modelagem Geofísica do Complexo Alcalino de Tapira MG v. 1 São Paulo 2011

2 VANESSA BIONDO RIBEIRO Modelagem Geofísica do Complexo Alcalino de Tapira MG Tese apresentada ao Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas da Universidade de São Paulo para obtenção de título de Mestre em Geofísica. Área de concentração: Métodos Potenciais Orientadora: Prof.ª Dr.ª Marta S. M. Mantovani v. 1 São Paulo 2011

3 Ribeiro, Vanessa Biondo, Modelagem geofísica do complexo alcalino de Tapira MG. / Vanessa Biondo Ribeiro; orientadora Marta Silvia Maria Mantovani. São Paulo, f.: fig. Tese (Mestrado Programa de Pós-Graduação em Geofísica) Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas da Universidade de São Paulo. Gravimetria, Magnetometria, Inversão 3-D e Alcalina.

4 FOLHA DE APROVAÇÃO Vanessa Biondo Ribeiro Modelagem Geofísica do Complexo Alcalino de Tapira Tese apresentada Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas da Universidade de São Paulo para obtenção de título de Mestre em Geofísica. Área de concentração: Métodos Potenciais Orientadora: Prof.ª Dr.ª Marta S. M. Mantovani Aprovado em: Banca Examinadora Prof. Dr. Instituição: Assinatura: Prof. Dr. Instituição: Assinatura: Prof. Dr. Instituição: Assinatura:

5 Para Vinicius H. A. Louro e Joe.

6 AGRADECIMENTOS À Prof.ª Dr.ª Marta S. M. Mantovani, que me orientou neste trabalho e foi mais do que um exemplo ao longo de todos esses anos. Ao Prof. Dr. Wladimir Shukowsky, pelo apoio e valiosas discussões ao longo da elaboração deste trabalho. Ao Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas pela oportunidade de realização do curso de mestrado. À CODEMIG por ceder os dados do aerolevantamento da Área 7, imprescindíveis para a realização deste trabalho. À Geophysical Inversion Facility da University of British Columbia por fornecer a licença do programa de inversão utilizado neste trabalho. À CAPES e ao CNPQ pela concessão da bolsa de mestrado e pelo apoio financeiro para realização desta pesquisa. Aos meus amigos Fábio Luis Dias e Fernanda Larrubia Yamashita por todo apoio, amizade e ombro ao longo de todos esses anos. Irmãos que a vida me deu. À minha família por toda compreensão e incentivo sem os quais eu não teria chegado até aqui. Ao meu marido Vinicius, por todo amor, apoio, ajuda e debates indispensáveis a este trabalho.

7 Viva como se fosse morrer amanhã, aprenda como se fosse viver para sempre." Gandhi

8 RESUMO O complexo alcalino de Tapira é o mais meridional de uma série de intrusões contendo carbonatitos na região do Alto da Paranaíba, MG. Neste trabalho foram empregados os métodos gamaespectométrico e aeromagnético, obtidos através de aerolevantamentos desenvolvidos pela CODEMIG (Companhia de Desenvolvimento Econômico de Minas Gerais) ao longo da região. A partir dos dados de aeromagnetometria foram feitos modelos com geometria 3-D da alcalina em subsuperfície. Foram aplicados os métodos de Redução ao Pólo, Amplitude do Campo Magnético Anômalo, Integral Vertical do Sinal Analítico e Sinal Analítico da Integral Vertical aos dados aeromagnéticos, visando minimizar ou atenuar a atuação da componente remanescente nestes antes da inversão 3D. Os modelos 3D gerados foram então comparados com o modelo obtido pela inversão dos dados gravimétricos terrestres e com as informações disponíveis sobre a geologia do domo alcalino. Os dados gamaespectrométricos foram utilizados para obter informações das principais estruturas e litologias ao longo da região estudada, assim como analisar a resposta radiométrica da porção aflorante da alcalina.

9 ABSTRACT The alkaline complex of Tapira is the southernmost of a series of intrusions containing carbonatites in the Alto do Paranaíba region, MG. The gamaspectrometric and magnetometric methods, achieved through aerosurveys developed by CODEMIG (Minas Gerais Economic Development Company) on Area 7 was used in this study. 3D geometrical models from aeromagnetometry data were used to represent the alkaline in subsurface. The methods of Reduction to the Magnetic Pole, Anomalous Magnetic Field Amplitude, Vertical Integral of the Analytic Signal and Analytic Signal of the Vertical Integral were applied to the aeromagnetic data, aiming minimizing or attenuating the remanent component before the 3D inversion. The generated 3D models were compared with the one obtained by the inversion of the ground gravimetric data using the available geological information over the alkaline dome. The gamaspectrometric data were used to identify the signature of the main structures through the studied region, so as to analyze the radiometric responser of the alkaline s outcrop portion.

10 INDICE 1. INTRODUÇÃO GEOLOGIA REGIONAL PROVÍNCIA ÍGNEA DO ALTO PARANAÍBA (PIAP) GEOLOGIA DA FAIXA BRASÍLIA GEOLOGIA DO COMPLEXO ALCALINO- CARBONATÍTICO DE TAPIRA DADOS GEOFÍSICOS LEVANTAMENTO AÉREO Aquisição dos Dados Aerogeofísicos Teste dos Equipamentos Teste dos Altímetros Testes com Amostras Radioativas no Solo Teste de Repetibilidade Radioativa Cálculo da Resolução dos Cristais Detectores (downward e upward) Compensação Magnética Dinâmica LEVANTAMENTO GRAVIMÉTRICO METODOLOGIA GAMAESPECTROMETRIA Correção dos Dados Gamaespectrométricos... 42

11 Correção do Tempo Morto Cálculo da Altura Efetiva de Vôo Remoção do Background da Aeronave e Cósmico Remoção do Background do Radônio Correção do Efeito Compton Correção Altimétrica MAGNETOMETRIA Correção dos Dados Magnetométricos Correção do Erro de Paralaxe Remoção da Variação Magnética Diurna Remoção do IGRF Processamento dos Dados Magnéticos Amplitude do Sinal Analítico (SA) Amplitude do Campo Magnético Anômalo (ACMA) Redução ao Pólo (RTP) GRAVIMETRIA INVERSÃO DOS DADOS MAGNÉTICOS E GRAVIMÉTRICOS Aplicação da Teoria de inversão 3-D aos Dados Magnéticos e Gravimétricos GAMAESPECTROMETRIA RESULTADOS DISCUSSÃO... 63

12 6. MAGNETOMETRIA RESULTADO DO PROCESSAMENTO DOS DADOS MAGNÉTICOS Campo Magnético Total Amplitude do Sinal Analítico (AS) Amplitude do Campo Magnético Anômalo (ACMA) Redução ao Pólo (RTP) Integral Vertical do Sinal Analítico (VIAS) e Sinal Analítico da Integral Vertical (ASVI) INVERSÃO 3D DOS DADOS MAGNÉTICOS Amplitude do Campo Magnético Anômalo (ACMA) Redução ao Pólo (RTP) Sinal Analítico da Integral Vertical (ASVI) DISCUSSÃO GRAVIMETRIA PROCESSAMENTO DOS DADOS GRAVIMÉTRICOS INVERSÃO 3D DOS DADOS GRAVIMÉTRICOS DISCUSSÃO COMPARAÇÃO ENTRE OS MODELOS 3-D MAGNÉTICOS E GRAVIMÉTRICOS CONCLUSÃO GAMAESPECTROMETRIA MAGNETOMETRIA E GRAVIMETRIA

13 10. REFERÊNCIAS

14 INDICE DE TABELAS 1. Dimensões e contrastes de susceptibilidades obtidas com os modelos gerados pela inversão dos dados de ACMA, RTP e ASVI Dimensões, em quilômetros, obtidas pelo modelo gerado a partir dos dados de gravimetria... 92

15 INDICE DE FIGURAS 1. Distribuição do magmatismo na Província Paraná-Angola-Namíbia (Etenkeda) (Placas Sul-Americana e Africana, oeste do Supercontinente Gondwana com idade de cerca de 110 Ma) com localização das ocorrências dos complexos alcalino-carbonatíticos (COMIN-CHIARAMONTI et al., 2002). As siglas representam: RGR Elevação Rio Grande, WR Crista do Walvis, APC Araguaia-Paranaíba-Cabo Frio, PGA Arco de Ponta Grossa, RP Rio Piquirí, TS Sinclinal Torres, RGA Arco Rio Grande, MAS Arco Moçâmede Mapa geológico simplificado da região de Tapira, Minas Gerais. Modificado de Silva (2003). No mapa está indicado o Complexo Alcalino de Tapira, assim como a localização da mineradora Fosfértil e outras localidades na região Geologia do complexo de Tapira com base em testemunhos de sondagem ( Pontos de vista demarcados pelo autor). Modificado de Brod (1999). Série Bebedourítica: B 1 predominância de bebedouritos, B 2 predominância de apatita piroxenitos; S sienitos. Séries Carbonáticas: C 1 a C 5. A linha branca representa o limite atual da mina... 29

16 4. Perfil geológico da mina de Tapira, com o controle vertical dos tipos 30 de minério observados. Modificado de Brod et al. (2004) Localização da Área 7 sobrevoada pela CODEMIG (mapa extraído da pagina eletrônica da CODEMIG Mapa da anomalia Bouger completa com as distribuições das estações gravimétricas (cruzes em preto) medidas ao longo da área estudada Espectros de radiação gama mostrando a posição da janela de energia referente a cada elemento (Modificado de FOOTE, 1968) Variação da contagem dos elementos radiométricos em função do aumento da cobertura de água (0, 15, 30, 45 e 60 cm). Espectro do minério de urânio, reproduzido de Dickin (1995) Mapa da concentração radiométrica do Potássio (K) Mapa da concentração radiométrica do Tório (Th) Mapa da concentração radiométrica do Urânio (U) Mapa radiométrico ternário com coloração (R, G, B) = (K, Th, U). Os índices 1 e 2 indicam a localização dos complexos alcalinos de Tapira e Araxá, respectivamente. A Sinforma de Araxá, B escama superior do Grupo Canastra, C e D rochas e coberturas fanerozóicas, E escama intermediária e F escama inferior do Grupo Canastra, G Zona de Cisalhamento da Canastra, H Zona de Cisalhamento do Alto Araguari, I Zona de Cisalhamento da Bocaina... 64

17 13. Mapa do campo magnético anômalo observado para a região da 69 alcalina de Tapira Mapa da Amplitude do Sinal Analítico da região da alcalina de Tapira. Observe-se o perfil AB traçado na direção N-S para fins de análise Gráfico obtido para o perfil AB traçado sobre o mapa do Sinal Analítico Mapa da amplitude do campo magnético anômalo obtido para região estudada Mapa da ACMA com a sobreposição dos contornos das principais litologias observadas para o domo alcalino de Tapira, descritas por Brod (1999) Mapa da Redução ao Pólo Magnético (RTP) calculada através do software Oasis Montaj (GEOSOFT, 1994) Mapa da Redução ao Pólo Magnético (RTP) calculada pela implementação do algoritmo desenvolvido por Fedi et al. (1994) Mapa da RTP calculada através do script desenvolvido por Fedi et al. (1994), com a sobreposição dos contornos das principais litologias observadas para o domo alcalino de Tapira, descritas por Brod (1999) Mapa da Integral Vertical do Sinal Analítico, calculada a partir dos dados do campo magnético total Mapa do Sinal Analítico da Integral Vertical (ASVI) calculada a partir dos dados do campo magnético total... 77

18 23. Modelo 3-D da distribuição da susceptibilidade magnética obtida pela inversão dos dados de ACMA. A legenda de contraste de 79 susceptibilidade está em unidades do SI Corte horizontal do modelo 3-D da distribuição de susceptibilidade gerado a partir da inversão dos dados de ACMA. Este corte intercepta o eixo horizontal sob a coordenada E. A legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI Corte da parte norte e leste do modelo de distribuição da susceptibilidade gerado a partir dos dados de ACMA. As setas indicam a localização dos complexos C-1, C-2 e S. A legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI Modelo 3-D da distribuição da susceptibilidade magnética obtida pela inversão dos dados de RTP. A legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI Corte horizontal do modelo 3-D da distribuição de susceptibilidade gerado a partir da inversão dos dados de RTP. Este corte intercepta o eixo horizontal sob a coordenada E. A legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI Corte da parte norte e leste do modelo de distribuição da susceptibilidade gerado a partir dos dados de RTP. As setas indicam a localização dos complexos C-1, C-2 e S. A legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI Modelo 3-D da distribuição da susceptibilidade magnética obtida pela inversão dos dados de ASVI. A legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI... 83

19 30. Corte horizontal do modelo 3-D da distribuição de susceptibilidade gerado a partir da inversão dos dados de ASVI. Este corte intercepta o eixo horizontal sob a coordenada E. A legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI Corte da parte norte e leste do modelo de distribuição da susceptibilidade gerado a partir dos dados de ASVI. As setas indicam a localização dos complexos C-1, C-2 e S. A legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI Mapa da anomalia Bouguer residual observada para a área estudada Modelo 3-D da distribuição da densidade obtida pela inversão dos dados de gravimetria medidos na região da alcalina de Tapira Corte horizontal do modelo 3-D da distribuição de densidade gerado a partir dos dados de gravimetria. Para tal foi considerado um perfil localizado na coordenada E Sobreposição do modelo 3-D gerado pelos dados de ACMA (vermelho) e gravimétrico (azul) Sobreposição do modelo 3-D gerado pelos dados de RTP (verde) e gravimétrico (azul) Sobreposição do modelo 3-D gerado pelos dados de ASVI (magenta) e gravimétrico (azul)... 98

20 18 1. INTRODUÇÃO As rochas alcalinas são caracterizadas por apresentarem baixo teor de sílica e/ou alumínio se comparado às altas concentrações de álcalis (SLAVEC et al. 2001). Porém nem todas as rochas alcalinas apresentam essas características, como é o caso dos carbonatitos que, apesar de apresentarem pouca concentração de sílica, raramente são ricos em álcalis. Apesar dessas rochas ígneas constituírem menos de 1% do total de rochas ígneas do planeta, a sua importância econômica se deve a alta concentração de elementos incompatíveis e de grandes raios iônicos como o Tântalo, Nióbio, Titânio e os Elementos de Terras Raras (ETR); bem como a sua associação com depósitos de apatita e de diamantes (FITTON e UPTON, 1987). O Complexo Alcalino de Tapira foi associado à Província Alcalina Minas-Goiás, na porção então denominada Província do Alto Paranaíba (RICCOMINI et al., 2005). A partir da utilização do método K-Ar, aplicado a micas (muscovitas), Sonoki e Garda (1988) obtiveram idades de 85.6 e 87.2 Ma para a intrusão. Essas idades situaram a formação do corpo alcalino no Cretáceo Superior. O estudo da distribuição dos elementos radioativos numa determinada área permite identificar as principais estruturas geológicas e, em alguns casos, também traçar subgrupos dentre as litologias identificadas. O método gamaespectrométrico é aqui utilizado para mapear a distribuição dos principais elementos radioativos naturais (K, U e Th). Como exemplos da aplicação de dados gamaespectométricos com essa finalidade, podem ser citados os trabalhos: Dickson e Scott (1997), Irvine e Smith (1990), Blum et al., 2003; Silva (2006); Ferreira et al., (2009).

21 19 Neste trabalho a resposta gamaespectométrica é analisada para a região da alcalina de Tapira, sendo esses dados confrontados com a geologia local. Rochas magmáticas máficas ou ultramáficas aflorantes, como no caso em estudo, possuem uma resposta gamaespectométrica característica, apresentando contagens de tório e urânio mais elevadas do que as observadas para a rocha encaixante (DICKSON e SCOTT, 1997). Adicionalmente a alcalina está localizada numa região marcada pela presença de falhas de calvagamento do Cinturão Móvel Brasília (RIBEIRO, 2008), constituindo mais um motivo de relevância em analisar a resposta obtida por esse método. Os depósitos de origem magmática são responsáveis por 10 a 20% da produção mundial de fosfato nos últimos 10 anos (SOUZA, 2009). Além do fosfato, os complexos alcalinos, como o caso estudado, apresentam ainda potencial para exploração de nióbio, titânio e elementos de terras raras (ETR). Devido a sua importância econômica, uma vez identificada a presença do corpo, busca-se determinar seu volume e, portanto, sua geometria em subsuperfície. Para tal, utilizam-se metodologias geofísicas, com parâmetros físicos característicos das rochas para inferir modelos tridimensionais desses corpos. A aeromagnetometria e a gravimetria são métodos geofísicos que permitem delimitar lateralmente a fonte de uma anomalia, em relação à rocha encaixantes, a partir dos contrastes de magnetização ou de densidade observados entre elas. Quando o contraste é significativo, esses métodos podem se tornar mais adequados para o estudo de intrusões magmáticas, mesmo se comparado aos métodos sísmicos (VIGNERESSE, 1995). Vários trabalhos vêm sendo realizados com esse objetivo, sendo que alguns dos principais complexos alcalinos da região S-SE do Brasil já foram detalhados (SLAVEC et al., 2001; MANTOVANI et al., 1999 e 2005; RUGENSKI, 2006). No presente trabalho também foram utilizadas essas duas metodologias para o estudo da geometria do Complexo Alcalino de Tapira. Através dos dados aeromagnéticos, nota-se que a

22 20 alcalina de Tapira é caracterizada por uma anomalia magnética com polarização reversa, que circunda outra anomalia menor, porém com polarização normal. Esse comportamento evidencia a presença de uma forte magnetização remanescente associada à anomalia externa. Diversos autores vêm tentando desenvolver uma técnica que permita inverter os dados magnéticos com geometria 3-D diretamente dos dados observados em campo, e que independa da direção da magnetização total do corpo magnético. Porém, até o momento, ainda não foi obtida uma técnica absoluta para inversão de dados com magnetização remanescente intensa. Por isso neste trabalho optou-se por comparar diversas técnicas que permitem minimizar a atuação da magnetização remanescente nos dados magnéticos, antes da sua inversão. Os métodos considerados foram: Redução ao Pólo Magnético (RTP) considerando os algoritmos de Baranov (1957) e Fedi et al. (1994); Amplitude do Campo Magnético Anômalo (ACMA) apresentado por Shearer (2005); Integral Vertical do Sinal Analítico (VIAS) e Sinal Analítico da Integral Vertical (ASVI) descritos por Paine et al. (2001). Os modelos 3-D obtidos a partir dos dados aeromagnéticos reduzidos pelos métodos citados, foram comparados com as informações geológicas e com o modelo gravimétrico obtido do levantamento terrestre efetuado na região (RIBEIRO, 2008) para a escolha do modelo que melhor representa o comportamento da intrusão em subsuperfície. Com base nesse modelo foi calculado o volume aproximado do corpo de estudo e sua localização em profundidade. Nos capítulos que seguem apresenta-se uma descrição sucinta da geologia regional da área (cap. 2), das principais características dos levantamentos (aéreo e terrestre - cap. 3) e das metodologias empregadas (gamespectrometria, magnetometria e gravimetria - cap. 4). No capítulo 5 são apresentados os resultados da aplicação da gamaespectrometria à região de estudo e a identificação das principais estruturas superficiais e litologias. A análise dos mapas

23 21 magnetométricos obtidos a partir das técnicas consideradas, assim como os modelos 3-D gerados e a comparação entre estes, é descrita no capítulo 6. A análise dos dados obtidos pela gravimetria e o modelo gerado pela inversão desses dados são apresentados no capítulo 7. A comparação entre os modelos gerados por esses métodos encontra-se no capítulo 8. As considerações finais do trabalho encontram-se no capítulo 9.

24 22 2. GEOLOGIA REGIONAL Segundo Gomes et al. (2006), a intrusão dos complexos alcalinos e alcalinocarbonatíticos observados na região sudeste brasileira é claramente controlada pelos lineamentos tectônicos da plataforma sul-americana (Figura 1). Essas intrusões encontram-se distribuídas em diferentes províncias, localizadas ao redor da Bacia do Paraná (ALMEIDA, 1983; COMIN-CHIARAMONTI e GOMES, 2005). Uma tectônica semelhante pode ser observada no continente africano, na região da Angola (Arco de Moçâmedes) e Namíbia (Damara belt). As ocorrências brasileiras do Arco de Ponta Grossa (Barra do Itapirapuã, Jacupiranga, Juquiá e Mato Preto), Santa Catarina (Anitápolis e Lages) e São Paulo (Ipanema), assim como as províncias africanas do Arco de Moçâmedes e Damaraland apresentam idades de aproximadamente 130 Ma, sendo associadas ao Cretáceo Inferior (MORBIDELLI et al., 1995; MILNER et al., 1995; ALBERTI et al., 1999; COMIN-CHIARAMONTI et al.; 1999; RUBERTI et al., 2005). Segundo Enrich et al. (2006), essas ocorrências são contemporâneas à volumosa presença de basaltos continentais toleíticos da província Paraná-Etedenka. As intrusões mais recentes, por sua vez, ocorreram após a ruptura do supercontinente Gondwana, com idades entre 90 e 36 Ma (Cretáceo Superior a Terciário). Essas manifestações incluem as províncias brasileiras de Serra do Mar (Monte de Trigo), Poços de Caldas, Alto Paranaíba (Catalão, Salitre, Barreiro, Tapira), assim como a ocorrência de Lages (MORBIDELLI et al., 1995; GIBSON et al., 1995; COMIN-CHIARAMONTI et al., 1999; ULBRICH et al., 2002).

25 23 Figura 1. Distribuição do magmatismo na Província Paraná-Angola-Namíbia (Etenkeda) (Placas Sul-Americana e Africana, oeste do Supercontinente Gondwana com idade de cerca de 110 Ma) com localização das ocorrências dos complexos alcalino-carbonatíticos (COMIN-CHIARAMONTI et al., 2002). As siglas representam: RGR Elevação Rio Grande, WR Crista do Walvis, APC Araguaia- Paranaíba-Cabo Frio, PGA Arco de Ponta Grossa, RP Rio Piquirí, TS Sinclinal Torres, RGA Arco Rio Grande, MAS Arco Moçâmede. Em geral, os complexos alcalinos-carbonatíticos sul-americanos e africanos apresentam um comportamento intrusivo/subintrusivo, com formatos subcirculares ou ovais, indicando assim a presença de uma grande força que provocou a ascensão desse magma. Segundo Comin-Chiaramonti et al. (2007) os dados geoquímicos indicam que os carbonatitos associados a essas intrusões se originaram em processos de imiscibilidade de líquidos a partir de magmas traquito-fonolitos.

26 24 Abaixo é apresentada uma descrição mais detalhada do Complexo Alcalino- Carbonatítico de Tapira, localizado na Província Ígnea do Alto Paranaíba (PIAP) e objeto de estudo neste trabalho. 2.1 Província Ígnea do Alto Paranaíba (PIAP) Gibson et al. (1995) descrevem a Província Ígnea do Alto Paranaíba (PIAP) como sendo uma província potássica e alcalina com mais de km 2 de área, configurando-se como uma das mais volumosas do mundo. A PIAP é comumente associada a uma zona direcional NW-SE de rochas ígneas do Cretáceo Superior. Apresenta uma alta variedade de corpos ígneos intrusivos como diques, plugs, diatremas, grandes complexos plutônicos; e extrusivos como depósitos piroclásticos e fluxos de lavas (SILVA, 2008). O complexo alcalino-carbonatítico de Tapira é uma das principais ocorrências de complexos plutônicos observados ao longo da Província do Alto Paranaíba. Entre essas ocorrências, podem ser citados ainda os complexos de Barreiro, Catalão I e II, Salitre I e II, Serra Negra. 2.2 Geologia da Faixa Brasília O complexo de Tapira intrude as rochas do Cinturão Móvel Brasília, de idade Neoproterozóico, adjacente ao Cráton do São Francisco.

27 25 Na região de Tapira, a Faixa Brasília exibe um conjunto de três escamas empurradas sobre o Grupo Bambuí, delimitadas por falhas de cavalgamento e com características litológicas distintas (SILVA et al., 2006). A constituição litológica destes domínios é: 1. Grupo Bambuí: marcado por filitos com lentes métricas de mármores cálcicos. As condições metamórficas são de fácies xisto verde inferior (zona da clorita). 2. Escama Inferior (Grupo Canastra): apresenta na base quartzo-muscovita, xistos intercalados por muscovita xistos, que em direção ao topo passam gradativamente a grafitamuscovita xistos. Essas rochas são sobrepostas por quartzo-muscovita xistos, com intercalações de quartzitos. No topo dessa escama ocorrem quartizitos puros a micáceos com intercalações de quartzos xistos. As condições metamórficas são de fácies xisto verde inferior médio (zona da clorita e da biotita). 3. Escama intermediária (Grupo Canastra): a base da escama é marcada por granadagrafita-muscovita xistos de granulação fina intercalados a xistos grafitosos e granada-biotitamuscovita xistos. Estes são sobrepostos por granada-grafita xistos, que passam gradativamente a granada-mica xistos pouco grafitosos. No topo dessa escama ocorrem quartzitos com intercalações métricas de quartzo-xistos, muscovita xistos e quartzitos micáceos. As condições metamórficas são de fácies xisto verde superior (zona da granada). 4. Escama Superior (Grupo Araxá): o litotipo mais freqüente é granada-mica xistos, com camadas métricas de granada-quartzo xistos e rochas meta-ultramáficas. As condições metamórficas são de fácies anfibolito inferior. A figura 2 representa um esboço da geologia na região da intrusão alcalino-carbonatítica de Tapira.

28 26 Figura 2. Mapa geológico simplificado da região de Tapira, Minas Gerais. Modificado de Silva (2003). No mapa está indicado o Complexo Alcalino de Tapira, assim como a localização da mineradora Fosfértil e outras localidades na região.

29 Geologia do Complexo Alcalino-Carbonatítico de Tapira A partir da aplicação do método geocronológico Rb-Sr em flogopitas, Bizzi et al. (1991 e 1993) foram identificados dois grupos de idades para as rochas alcalinas (de filiação kimberlitóide e carbonatítica) na região do Triângulo Mineiro; um com idades entre 119 a 117 Ma para as intrusões mais antigas, e outro entre 87 e 83 Ma para as mais recentes. Estudos geocronológicos realizados por Sonoki e Garda (1988) situam a formação do Complexo Alcalino-Carbonatítico de Tapira no Cretáceo Superior. A conclusão foi baseada em datações K-Ar em micas que forneceram idades de 85.6 e 87.2 Ma de anos para a intrusão. Essa idade aproxima a intrusão de Tapira do segundo grupo identificado por Bizzi et al. (1991 e 1993), associando assim a alcalina de Tapira às intrusões mais recentes do Arco do Alto Paranaíba. O complexo de Tapira é uma chaminé ultramáfica-alcalina-carbonatítica com aproximadamente 35km 2 de área, tendo uma extensão de aproximadamente 7.4 km no eixo NE e 6.0 km na direção NW (figura 3). Segundo Brod (1999), a intrusão deformou a rocha encaixante do grupo Canastra, provocando o desenvolvimento local de disjunção colunar em quartizitos e produziu cristalização de piroxenito sódico e feldspato em uma aureóla de fenitização restrita (figura 2). O contato do corpo intrusivo com a rocha encaixante é bastante vertical e irregular (TAVARES et al., 2008). Araújo et al. (2002) citam que são encontradas poucas áreas de afloramento sobre o domo da alcalina de Tapira, sendo que, na maior parte destes ocorre uma cobertura ou manto laterítico (com profundidade média de 30m) essencialmente argiloso, que mascara completamente o material subjacente. Nas poucas áreas de afloramento, por sua vez, as rochas mostram um adiantado estágio de decomposição. A coleta de amostras frescas para

30 28 estimativas em laboratório da densidade, susceptibilidade, ou magnetização total da intrusão é extremamente difícil, ficando restrita a testemunhos de sondagem e a afloramentos no fundo da mina (BROD et al., 2004). Araújo et al. (2002) atribuem ao complexo de Tapira cerca de 80% de predominância do piroxenito. A alcalina de Tapira é formada por diversas intrusões de rochas plutônicas silicáticas e, em menor quantidade por carbonatitos. A série plutônica consiste na maioria de bebedouritos (clinopiroxenito alcalino com biotita), com sienitos subordinados e rara presença de dunitos (BROD et al., 2005). São identificadas também duas unidades de rochas ultramáficas no complexo de Tapira: a unidade B1, que ocupa a maior parte do centro da intrusão e é parcialmente circundada por B2 ao norte. Há ainda uma intrusão de sienitos de granulação média (S) que ocorre na parte norte do complexo, assim como em pequenos plugs espaçados (figura 3; BROD et al., 2005). O magma primitivo do Complexo Alcalino de Tapira é ultrapotássico, possui uma forte afinidade com kamafugitos (BROD et al., 2000) e sofreu diferenciação durante sua ascensão, antes de sua intrusão. Prova disso é a presença de carbonatitos produzidos por imiscibilidade de líquidos e por cristalização fracionada final (BROD, 1999; BROD et al., 2005). Esses mecanismos petrogenéticos produziram assinaturas geoquímicas e mineralógicas distintas na intrusão de Tapira, que podem ser usadas para identificar eventos específicos na evolução do complexo, bem como para testar a cogeneticidade de carbonatitos e de rochas silicáticas associadas.

31 29 Figura 3. Geologia do complexo de Tapira com base em testemunhos de sondagem ( Pontos de vista demarcados pelo autor). Modificado de Brod (1999). Série Bebedourítica: B 1 predominância de bebedouritos, B 2 predominância de apatita piroxenitos; S sienitos. Séries Carbonáticas: C 1 a C 5. A linha branca representa o limite atual da mina. No complexo alcalino, Brod (1999) e Brod et al. (2004) identificaram cinco episódios de atividade carbonatítica. A maior e mais recente intrusão observada (C1) ocorre em B1, na porção central da alcalina. Os carbonatitos de C2 são espacialmente associados aos sienitos (S), ao norte do complexo, porém eles também ocorrem como diques dispersos e brechas ao longo da alcalina. C3 e C4 são intrusões menores de sovitos (cálcio-carbonatitos com textura grossa) ocorrendo próximo às margens norte e sul, respectivamente. C5, por sua vez, ocorrem como diques e veios de forma lenticular difundidos em um estágio tardio. Brod et al. (2004) associam o manto de intemperismo em Tapira à concentrações de titânio, fosfato, nióbio, terras raras (ETR) e vermiculita. Segundo esses autores, a geologia da

32 30 mina instalada em Tapira consiste de material intemperizado proveniente principalmente de piroxenitos. A figura 4 apresenta um perfil geológico da mina de Tapira, mostrando o controle dos tipos de minério, condicionados verticalmente pela intensidade do intemperismo. Figura 4. Perfil geológico da mina de Tapira, com o controle vertical dos tipos de minério observados. Modificado de Brod et al. (2004).

33 31 3. DADOS GEOFÍSICOS 3.1 Levantamento Aéreo O levantamento aéreo que compreende a região de Tapira corresponde à Área 7 (Figura 5) do projeto realizado pela Companhia de Desenvolvimento Econômico de Minas Gerais (CODEMIG) entre 14/02/2006 e 31/10/2006. Nesse aerolevantamento foram adquiridos dados de magnetometria e de gamaespectometria cobrindo a região considerada. As linhas de vôo foram traçadas na direção N-S com altura nominal de 100 m. O espaçamento utilizado entre essas linhas foi de 400m enquanto que as linhas de controle, com direção E-W, foram adquiridas com intervalo de 8 km. Figura 5. Localização da Área 7 sobrevoada pela CODEMIG (mapa extraído da pagina eletrônica da CODEMIG-

34 32 Os dados magnéticos fornecidos pela CODEMIG já haviam sido corrigidos da variação diurna e do erro de paralaxe. Também foi realizado pela CODEMIG o nivelamento das linhas de vôo. A remoção do Campo Geomagnético Internacional de Referência (IGRF) foi efetuada a partir da rotina incluída no software Oasis Montaj (GEOSOFT, 1994). Essa rotina consiste na definição da superfície de tendência que expressa o comportamento do campo geomagnético internacional observado na área em estudo. Para o cálculo da superfície foi considerada a altitude de 1000m, sendo esta referida ao ano de 2005 e atualizada para a data de 15/06/2006 (época em que o aerolevantamento foi realizado). Os dados gamaespectrométricos foram adquiridos considerando, simultaneamente, quatro janelas de energias: potássio ( ), tório ( ), urânio ( ) e contagem total (referente a todas as emissões de raios gamas observadas para o intervalo de energia de MeV). O processamento dos dados gamaespectrométricos feito pela CODEMIG obedeceu ao procedimento recomendado pela Agência Internacional de Energia Atômica (IAEA, 1991) Aquisição dos Dados Aerogeofísicos Para o levantamento gamaespectrométrico, a CODEMIG utilizou gamaespectrômetros EXPLORANIUM, modelo GR-820, de 256 canais espectrais. Sendo que o espectro de cada cristal foi analisado individualmente para a determinação precisa dos fotopicos de cada elemento. As leituras dos gamaespectrômetros foram realizadas com intervalo de um segundo, representando medições a intervalos de aproximadamente 78 m no terreno.

35 33 A altura de vôo foi monitorada através de altímetros de radar e dos barômetros de precisão incluídos no sistema aerogeofísico. Os radares altímetros e o barômetros de pressão apresentam precisão de 5 pés e alcance de pés. A navegação ao longo do aerolevantamento foi efetuada através da utilização de GPS de 12 canais, da marca Trimble AgGPS 132. Para o controle da variação diurna do campo magnético terrestre foram utilizados dois magnetômetros portáteis GEM, modelo GSM-19 com resolução de 0.1 nt e envoltória de ruídos em nível equivalente. As leituras do campo magnético total foram realizadas a intervalos constantes de 3 segundos. Medições magnetométricas realizadas em áreas urbanas podem apresentar ruídos gerados por fontes próximas, como por exemplo, por objetos móveis (carro, caminhões, etc.) e pela energia elétrica na fiação de postes. Para evitar o ruído observado em áreas urbanas, os magnetômetros utilizados para medição da variação diurna foram instalados nos aeroportos de Patos de Minas (MG) e Divinópolis (MG) Teste dos Equipamentos Teste dos Altímetros Para testar os altímetros utilizados, a aeronave utilizada no aerolevantamento sobrevoa consecutivamente sobre uma base de altitude conhecida. Para tal ela sobrevoa em alturas crescentes de 200 a 800 pés, tendo como referência as leituras fornecidas pelo barômetro nas passagens sobre a pista.

36 Testes com Amostras Radioativas no Solo Para verificar o comportamento do gamespectrometro, foram realizados testes com amostras portáteis de urânio e tório antes e depois de cada vôo. As amostras são colocadas sempre sobre o mesmo local, próximo aos cristais detectores, com a aeronave estacionada no mesmo local Teste de Repetibilidade Radioativa Este teste é efetuado com a finalidade de verificar a repetibilidade e a consistência das medições dos equipamentos geofísicos. O teste de repetibilidade radioativa consiste na perfilagem sobre um mesmo segmento de linha, antes do inicio e após o fim de cada vôo operacional. O segmento de linha sobrevoado tem 5 km de extensão, localizados sobre a pista de pouso dos aeroportos utilizados para as operações. Estes vôos são realizados considerando a altura nominal de 100 m Cálculo da Resolução dos Cristais Detectores (downward e upward) O monitoramento da resolução do cristal e do tubo fotomultiplicador é feito para manter o controle de qualidade e detectar qualquer tipo de deterioração do sistema gamespectrométrico. A resolução é a medida da precisão da energia dos raios gama registrado pelo gamaespectrômetro, a qual é calculada em função de um elemento radioativo de referência. Para o cálculo da resolução, a CODEMIG utilizou o espectro do tório ( 208 Tl) para os cristais voltados para baixo (configuração downward looking). Para cristal voltado para cima (upward looking) foi utilizado o espectro do césio ( 137 Cs) como referência. O procedimento para medir a resolução consiste em determinar as amplitudes a partir do fotopico do tório ou

37 35 do césio, dependendo do caso. A largura do pico (medida como número de canais) na metade da amplitude máxima pode ser determinada. Esta largura é denominada full width at half maximum (FWHM). A resolução é calculada por (GRASTY e MINTY, 1995): ( canais) FWHM R( %) = 100 (1). canal. do. foto. pico A resolução calculada levando em consideração o espectro de tório deve ser menor do que 7%, enquanto que a resolução do cálculo feito para o arranjo upward continuation (em função do césio) deve ser menos do que 12% Compensação Magnética Dinâmica A compensação magnética dinâmica consiste na eliminação do ruído induzido pelo movimento da aeronave. O procedimento de compensação, realizado pela CODEMIG, consiste na determinação de quatro conjuntos de coeficientes, obtidos para uma das direções de vôo no levantamento. Os efeitos produzidos em cada uma das direções de vôo são medidos pelos magnetômetros fluxgate, instalados no stinger da aeronave. Estes magnetômetros são usados para medir o acoplamento dos três eixos com o background do campo magnético na região. As séries de movimentos efetuados pela aeronave (manobras do tipo roll, pitch e yaw) são efetuadas para cada uma das direções de vôo. Essa série de manobras têm como objetivo variar o acoplamento fluxgate/vetor campo, fazendo medições ao longo das diferentes manobras e direções. Os dados são então processados com técnicas de regressão para determinar o conjunto de coeficientes de compensação do sistema.

38 36 As manobras do tipo roll, pitch e yaw são efetuadas a altitude de pés, em uma área de gradiente magnético suave. Esses movimentos são realizados considerando ângulos de 10º a 12º, com duração de 30 segundos por manobra. Para o cálculo e aplicação dos coeficientes obtidos, a CODEMIG utiliza o sistema FASDAS. Esse sistema possui um software especialmente desenvolvido para efetuar os cálculos da compensação magnética. A partir da aplicação dos coeficientes calculados nos eixos X, Y e Z, os dados magnéticos brutos são compensados dos efeitos de manobras, os quais poderiam interferir na medida do campo magnético. O desempenho do sistema aeromagnético, determinado pela soma das amplitudes pico a pico dos registros feitos, não pode exceder o valor de 2 nt após a correção da variação diurna. 3.2 Levantamento Gravimétrico O levantamento gravimétrico terrestre foi executado levando em consideração o estudo especifico da alcalina de Tapira (RIBEIRO, 2008). O valor da gravidade obtido em cada estação foi referido à Rede Gravimétrica Fundamental Brasileira (Observatório Nacional). Para a implantação das estações gravimétricas foram utilizadas como vias de acesso não apenas as estradas principais da região, como também vias secundárias e trilhas. Na região de Araxá e Tapira não foram encontradas RN's da rede de nivelamento do IBGE. Todas as medidas gravimétricas feitas foram referidas à Rede Gravimétrica Fundamental Brasileira (RGFB), tomando como referência a EG nº ARAXÁ, estação tipo B, cota gravimétrica mgal, com incerteza de mgal (ex.: MANTOVANI et al. 2005).

39 37 É importante observar que para uma melhor conexão com a RGFB, os instrumentos utilizados são calibrados de tempos em tempos, sobre a mesma linha de calibração do Observatório Nacional (ESCOBAR et al., 1996). Na aquisição de dados gravimétricos foi utilizado um gravímetro da marca LaCoste e Romberg, modelo G com feedback aloid 100 (nº. de fabricação: #913) e um gravímetro da marca LaCoste e Romberg, modelo G com feedback analógico (nº. de fabricação: #996). As leituras experimentais foram obtidas diretamente em unidades de mgal, com precisão de 0,001 mgal e 0,04 mgal, respectivamente. As coordenadas de cada estação gravimétrica foram determinadas através de um receptor de posicionamento por satélite (GPS) de marca Trimble, modelo Basic e da marca Garmin, modelo GPS V. Esses equipamentos foram utilizados na navegação durante o levantamento, assim como no posicionamento dos pontos de coleta. A precisão na localização de cada ponto depende da quantidade de satélites disponíveis no instante da medida, variando de 15 a 50 m e de 7 a 25 m, para cada equipamento respectivamente. A propagação dessa variação para o valor da gravidade resulta em uma incerteza inferior a 0,1 mgal, para essa latitude. O estudo da anomalia gravimétrica depende do conhecimento da altitude exata das estações (RIBEIRO, 2008). Por isso, a elevação topográfica de cada estação foi determinada pelo método barométrico com base fixa, obtendo-se assim o menor desvio para a determinação da altura de cada estação. As medidas foram referidas diretamente à Rede de Nivelamento do IBGE. A base fixa utilizada nesse levantamento foi localizada na sede da Fosfértil (mineradora responsável pela exploração de parte da alcalina). Essa base foi transportada da EG mais próxima localizada na Igreja Matriz de Araxá, MG (19.59S, 46.94W).

40 38 Na base fixa foram realizadas medições de altimetria por pressão atmosférica, temperatura e umidade a cada 15 minutos. Simultaneamente, na estação itinerante foram realizadas medidas de altitude barométrica, umidade e temperatura, além da leitura gravimétrica, para cada nova estação estabelecida. Para as medições realizadas na base fixa, foram utilizados dois altímetros barométricos digitais Air-DB Intellisensor e um altímetro analógico Thommen. Por sua vez, na estação itinerante foram utilizados três altímetros barométricos Thommen. Em ambas as estações (base fixa e itinerante) foram feitas medidas com psicrômetros de aspiração (Yope). Os psicrômetros utilizam dois bulbos, um seco e outro úmido, para medir a temperatura e calcular a umidade relativa do ar. O erro relacionado a esse método é de 0.5m, correspondendo a uma variação de menos de 0,2 mgal no valor da gravidade obtido (MCLINTOCK et al., 1994). Ao longo do levantamento foram instaladas 282 estações gravimétricas, distribuídas sobre o corpo alcalino e nas regiões próximas (figura 6). Sobre a alcalina as estações foram dispostas com um intervalo de 1 km, enquanto que nas áreas adjacentes ao domo as medições foram realizadas com um espaçamento de 2km, e 4km para as estações mais distantes; obtendo-se assim uma área maior para o cálculo do campo regional. As medidas afastadas do domo foram utilizadas para obter o campo regional.

41 39 Figura 6. Mapa da anomalia Bouger completa com as distribuições das estações gravimétricas (cruzes em preto) medidas ao longo da área estudada.

42 40 4. METODOLOGIA 4.1 Gamaespectrometria A desintegração de elementos radioativos pode liberar energia através da emissão de partículas alfa (α), beta (β) e radiação gama (γ). Essa desintegração é gerada pela instabilidade dos núcleos dos átomos desses elementos sob as condições naturais. As principais fontes de radiação gama detectadas na superfície terrestre provêm da desintegração natural do potássio ( 40 K) e dos elementos das séries do urânio ( 238 U) e do tório ( 232 Th) presentes na composição da maioria das rochas (COX, 1979; TELFORD et al., 1990; DICKIN, 1995; FAURE, 1997). Entretanto, essa emissão pode ser detectada somente para uma espessura limitada da camada rochosa mais superficial, considerando-se sua densidade e perda de energia do raio gama ao atravessá-la. Sendo essa espessura de aproximadamente de 30 a 40 cm (MINTY, 1988; ULBRICH ET AL., 2002). A contagem total de radiação (CT) é obtida pela medida de todos os raios gama dentro da janela energética de 0,41-2,81 MeV. Dentro desse intervalo energético, cada elemento radiométrico é associado a um canal energético onde as suas energias estão centradas (Figura 7). Os raios gama associados ao potássio ( 40 K) se concentram no pico de energia de 1,46 MeV. Como os isótopos 238 U e 232 Th não emitem radiação gama, a concentração desses elementos é estimada a partir da radiação liberada pelos produtos decorrentes do seu decaimento radioativo: 214 Bi (gerado pelo decaimento do urânio) e 208 Tl (decaimento do tório). As energias destes elementos apresentam picos de 1,76 e 2,615 MeV respectivamente

43 41 (KAPLAN, 1964; BLUM, 1999). As estimativas das concentrações de urânio e tório geralmente são referidas na literatura como urânio equivalente e tório equivalente (GRASTY; SMITH; MINTY, 1997; GUNN et al., 1998). Figura 7. Espectros de radiação gama mostrando a posição da janela de energia referente a cada elemento (Modificado de FOOTE, 1968). Segundo SILVA (2006), a penetratividade da radiação gama no solo é inversamente proporcional à densidade do meio. Sendo assim, qualquer matéria contida entre o emissor e o sensor pode afetar significativamente a captação dos raios gama. Entre os principais fatores que influenciam as medidas, pode-se citar (GRASTY; SMITH; MINTY, 1997; GUNN et al., 1998; BLUM, 1999): cobertura de solo (35 cm de solo são capazes de atenuar cerca de 95% da emissão gama), vegetação densa (a vegetação é capaz de absorver esses elementos atenuando as medidas de urânio e tório e diminuindo em até 15% as de potássio), umidade do solo (a presença de água fresca não-radioativa pode diminuir as medições para quase zero Figura 8),

44 42 variações de temperatura atmosférica (que influencia a densidade do ar), umidade relativa, assim como a presença de nuvens e o fenômeno de inversão térmica, que pode impedir a dissipação do radônio gerando falseamento dos dados ( 222 Rn é gerado no decaimento do urânio), grande variação topográfica e efeitos direcionais (quando a janela do detector não esta paralela ao plano de medida). Figura 8. Variação da contagem dos elementos radiométricos em função do aumento da cobertura de água (0, 15, 30, 45 e 60 cm). Espectro do minério de urânio, reproduzido de Dickison (1979) Correções dos Dados Gamaespectrométricos Para os dados gamaespectrométricos, a CODEMIG aplicou as correções de tempo morto, cálculo da altura efetiva de vôo, espalhamento Compton, radiação de fundo (BKG) e correção altimétrica. Como esses dados não apresentaram efeito de paralaxe, não foi necessária a aplicação dessa correção.

45 43 As correções dos dados gamaespectrométricos seguiram as recomendações especificadas nos relatórios técnicos desenvolvidos pela Agência Internacional de Energia Atômica (IAEA, 1991 e 2003). Uma descrição mais detalhada das correções aplicadas aos é apresentada a seguir Correção do Tempo Morto A correção de tempo morto consiste na divisão das contagens dos canais radiométricos pelo valor do live time registrado pelo aparelho, normalizando assim as contagens dos canais medidos para contagens por segundo Cálculo da Altura Efetiva de Vôo A altura do vôo ( h e ) foi ajustada com base na pressão e temperatura ambientais, a partir da fórmula (IAEA, 2003): P h e = h (2), T onde h representa a altura de vôo medida pelo radar altímetro em metros, T é a temperatura do ar medida em ºC e P a pressão atmosférica em milibar, obtida a partir da altitude medida pelo altímetro barométrico Remoção do Background da Aeronave e do Cósmico O cálculo do background da aeronave e da radiação cósmica, feito para cada uma das janelas do gamaespectrômetro, é dado por (IAEA, 1991): N = a + b. C (3),

46 44 onde N é a somatória das contribuições da aeronave e do cósmico (e cps), a é o background da aeronave em cada janela do gamaespectrômetro, b é a razão entre a contagem feita em uma determinada janela e a contagem no canal cósmico, C é o canal de radiação cósmica. Os coeficientes aplicados aos dados (background da aeronave e cósmico) foram definidos pela CODEMIG a partir de vôos cósmicos sobre o mar, em uma área distante da costa Remoção do Background do Radônio O efeito do background do radônio é determinado a partir das contagens feitas na janela do urânio pelo detector upward looking. A parcela de influência do radônio na canal do urânio é dada pela fórmula (IAEA, 1991): U r ( u a U a Th) ( a2bt bu ) ( a a a a ) = (4), u 1 2. t onde U r representa o background do radônio medido no canal downward do urânio, u é a contagem medida no canal upward de urânio, U é a contagem medida no canal downward de urânio, Th é a contagem medida no canal downward de tório. Os coeficientes a 1, a 2, a u, a t, b u, bt são os coeficientes de proporcionalidade, sendo que a 1 e a2 representam os coeficientes skyshine. Se os componentes do background da aeronave e do cósmico forem perfeitamente removidos, os coeficientes b u e b t são zerados (IAEA, 1991). A influência do radônio observada nas janelas downward dos demais elementos é dada pelas fórmulas (IAEA, 1991):

47 45 u = a. U + b, r u r u K = a. U + b (5), r k r k T = a. U + b, r t r t TC = a. U + b, r tc r tc onde u r é a componente do radônio no urânio up; U r, K r, T r, TC r são as contribuições do radônio nas demais janelas associadas ao detector downward, sendo que os coeficientes b u, b k, b t e b tc são zerados (IAEA, 1991). Os coeficientes a u, a k, a t e foram calculados pela CODEMIG a partir dos testes de high level desenvolvidos pela empresa. a tc Correção do Efeito Compton Esta correção é aplicada com o objetivo de eliminar a influência das radiações atribuídas aos canais de mais alta energia que penetram nos canais de baixa energia. Como, por exemplo, contribuições do tório no canal do urânio e no potássio, assim como a contribuição do urânio no potássio. Nos sistemas de alta resolução, utilizados atualmente, são consideradas também as influências de radiação de baixa energia nas janelas de mais alta energia Correção Altimétrica Essa correção é feita com o objetivo de eliminar falsas anomalias geradas por elevações no terreno. Para isso os valores radiométricos são referênciados à altura nominal de vôo (100 m).

48 46 A atenuação das radiações gama em função do afastamento da fonte radiométrica pode ser aproximada pela equação (IAEA, 1991): N H = N. e µ H 0 (6), onde N H representa a radiação observada a altura H da fonte, N 0 é a radiação na superfície do terreno ( H = 0 ), e µ é o coeficiente de atenuação atmosférica. 4.2 Magnetometria Segundo Silva (2006), o método magnético permite estimar a concentração de magnetita (série magnetita-titanomagnetita) por meio das variações observadas no campo magnético local. Essas variações podem ser geradas pela presença de materiais superficiais (ex. solos) ou subsuperfíciais (ex. rochas). A causa dessa variação é explicada pela resposta dos materiais na presença de um campo magnético externo que, no presente caso é o campo magnético terrestre (CMT). Essa resposta, associada a composição do material, permite classificá-lo como: diamagnético, paramagnético e ferromagnético. Esses fenômenos resultam da interação do campo magnético atômico com o campo magnético externo (TAUXE, 2005). O movimento de um elétron gera um momento magnético que, na ausência de um campo magnético externo, é anulado pelo momento magnético de um elétron vizinho. Na presença de um campo externo, a velocidade dos momentos é influenciada por este, sendo aumentada se o sentido do movimento do elétron for o mesmo do campo, ou diminuída se estes forem opostos. Essa diferença de velocidades origina o diamagnetismo. Os materiais diamagnéticos estão geralmente associados à baixa

49 47 susceptibilidade magnética e, portanto, à baixa intensidade, e com sentido oposto ao campo externo aplicado. O fenômeno do paramagnetismo está associado ao efeito de desemparelhamento dos pares de elétrons, sendo sua intensidade maior do que no caso do diamagnetismo e tendo mesma direção do campo externo. Quando um material paramagnético apresenta alinhamento espontâneo dos momentos magnéticos, a intensidade aumenta consideravelmente, sendo o fenômeno denominado ferromagnetismo. Mesmo na ausência de um campo magnético externo, um material paramagnético pode apresentar magnetização espontânea, porém na presença de um, o alinhamento segue o sentido preferêncial do campo. As propriedades que podem ser obtidas pelo método magnético são: densidade do fluxo magnético ou indução magnética (B), força do campo magnético e a permeabilidade magnética do meio. A indução magnética (B) é a medida da proximidade das linhas de força de um magneto, em unidades de nanotesla (nt) no SI. A intensidade do campo magnético (H) é dada em Am -1 (Ampére por metro) no SI e o valor unitário nesta unidade equivale ao campo gerado no centro de um elo de fio de raio r, pelo qual passa uma corrente i, tal que: i H = (7). 2 r A permeabilidade magnética ( µ ) é dada pela relação entre o campo magnético (H) e a indução magnética (B), sendo a relação definida por (BLAKELY, 1995): B = µ.h (8).

50 48 Os dois tipos principais de magnetização nas rochas são a magnetização induzida e a remanescente. Há ainda a magnetização viscosa, que representa a mudança gradual da polarização de acordo com a variação do campo magnético terrestre. Segundo Tauxe (2005), a magnetização induzida ( M ) é a resposta de cargas subatômicas do material (prótons e elétrons) em função de um campo externo aplicado, e é definida por: i M i = χ.h (9), onde χ é a susceptibilidade. Para campos magnéticos fracos, com magnitudes comparáveis ao campo magnético terrestre, a relação entre a magnetização induzida e o campo aplicado, expressa pela equação 9, é linear e a susceptibilidade χ é constante. Já na ausência de campo magnético externo, a magnetização induzida é nula. Entretanto, materiais ferromagnéticos conseguem reter uma magnetização mesmo na ausência de campo magnético externo. Essa magnetização é denominada magnetização remanescente (BLAKELY, 1995). Segundo Blakely (1995), para corpos crustais, a magnetização remanescente depende não apenas do raio atômico, da cristalografia e da composição química das rochas, mas também da geologia, da história termal e da tectônica da região. Sendo assim, a magnetização total da rocha ( M ) é considerada como o vetor soma da magnetização induzida ( M ) e remanescente ( M ): r i M = M i + M r (10). A importância relativa entre a magnetização remanescente em relação a induzida é expressa pela razão de Koenigsberger (BLAKELY, 1995):

51 49 M r Q = (11). M i O campo magnético terrestre apresenta uma variação para longos períodos de tempo, tendo os pólos uma trajetória irregular sobre a superfície do planeta. Essa variação é prevista pelo IGRF (International Geomagnetic Reference Field), que é obtido a partir de previsões qüinqüenais, enquanto que o DGRF (Definitive Geomagnetic Reference Field) é a variação medida. Uma vez que as medidas de magnetometria são influenciadas por três fatores: campo magnético terrestre, magnetização das rochas e campos magnéticos externos, é necessário fazer as correções dessas medidas antes da interpretação dos dados magnetométricos. Uma breve descrição das correções efetuadas no pré-processamento dos dados magnéticos é apresentada a seguir Correção dos Dados Magnéticos Correção do Erro de Paralaxe O erro de paralaxe corresponde a defasagem observada entre os tempos de medição do magnetômetro e altímetros em relação ao sistema de posicionamento GPS. Para determinar o erro de paraxe, a aeronave sobrevoa em sentidos opostos uma mesma linha definida sobre uma anomalia magnética conhecida. A Correção de Paralaxe, ou Correção de Lag, está associada ao valor deslocado do tempo de amostragem, de modo que as feições observadas nas duas direções de vôo se tornem coincidentes. A fórmula da Correção de Paralaxe é dada por:

52 50 ( t ) C( t I ) C 0 = 0 ± (12), Onde C representa o valor do campo magnético total, t 0 é o tempo de amostragem, I é o valor do intervalo de tempo a ser deslocado no banco de dados. É importante ressaltar que não é alterado o valor do campo magnético medido, este apenas é deslocado em relação ao tempo em que os dados foram amostrados Remoção da Variação Magnética Diurna Os valores obtidos pelo magnetômetro terrestre foram inicialmente subtraídos das leituras do campo magnético realizadas a bordo da aeronave. Essa subtração foi feita tendo como variável de referência a hora da amostragem, fixada com precisão de décimos de segundo. O resultado da subtração foi somado algebricamente ao nível base, definido pela CODEMIG em nt Remoção do IGRF A remoção do Campo Geomagnético Internacional de Referência (IGRF) foi efetuada a partir da rotina incluída no software Oasis Montaj (GEOSOFT, 1994). Essa rotina consiste na definição da superfície de tendência que expressa o comportamento do campo geomagnético internacional observado na área em estudo. Para o cálculo da superfície foi considerada a altitude de 1000 m, sendo esta referida ao ano de 2005 e atualizada para a data de 15/06/2006 (época em que o aerolevantamento foi realizado).

53 Processamento dos Dados Magnéticos Amplitude do Sinal Analítico (SA) Segundo Macleod et al. (1993), a Amplitude do Sinal Analítico (SA) depende apenas da intensidade da magnetização observada para a fonte magnética, desconsiderando a direção dessa magnetização. Sendo assim, o cálculo do Sinal Analítico não é influenciado pela presença de magnetização remanescente, mesmo de grande intensidade. Nabighian (1972) mostrou que os picos do Sinal Analítico ocorrem sobre os limites dos corpos magnéticos, principalmente sobre corpos que apresentam uma forte magnetização, constituindo assim uma ferramenta útil para delimitar lateralmente fontes magnéticas. A Amplitude do Sinal Analítico é definida como a soma das três derivadas direcionais do campo magnético, sendo a função escrita como: n n n M M M A ( n x, y) xˆ yˆ i zˆ n n n x z y z z z = + + (13), onde n = 0,1,2,... representa a ordem do sinal analítico e M é o campo magnético (NABIGHIAN, 1972 e 1974). Segundo Paine et al. (2001), o sinal analítico definido acima, refere-se ao gradiente total, entretanto essa nomenclatura foi mantida uma vez que é a mais comumente usada na literatura geofísica Amplitude do Campo Magnético Anômalo (ACMA) A Amplitude do Campo Magnético Anômalo (ACMA) é definida pelo vetor (SHEARER, 2005):

54 52 B = B = B + B + B (14), a a 2 x 2 y 2 z onde são B x, B y e B z são as três componentes do campo magnético no sistema de coordenadas cartesianas. Segundo Shearer (2005), a Amplitude do Campo Magnético Anômalo apresenta uma fraca dependência da direção da magnetização e, por conseguinte, da presença de magnetização remanescente com orientação diferente da associada ao campo magnético terrestre Redução ao Pólo (RTP) Assumindo que o magnetismo seja totalmente induzido pelo campo magnético Hinze (1990) afirma que a Redução ao Pólo (RTP), definida por Baranov (1957), é utilizada para remover o efeito de distorção gerado pela variação da inclinação e do azimute da polarização magnética dos dados. Essa remoção utiliza um operador de filtro que ajusta os dados a uma condição de polarização vertical, observada apenas nos pólos magnéticos. Para aplicação da Redução ao Pólo aos dados de Tapira inicialmente foi utilizado o programa Oasis Montaj (GEOSOFT, 1994). A fórmula utilizada por esse programa para o cálculo do RTP é dada por: ( θ ) = [ sen( I ) i.cos( I ).cos( D θ )] ( Ia) + cos ( Ia).cos ( D θ ). sen I [ sen ][ ( ) cos ( I ).cos ( D θ )] L 2 2 (15),

55 53 onde I é a inclinação magnética, Ia é a inclinação da correção de amplitude (de modo que se Ia < I então Ia = I ), D é a declinação magnética e θ é a direção do número de onda. Porém, segundo Cooper e Cowan (2005), a Redução ao Pólo gera resultados errôneos quando aplicada a anomalias magnéticas com magnetização remanescente desconhecida, como é o caso em estudo. Como alternativa para o cálculo da Redução ao Pólo do campo magnético anômalo gerado pela alcalina de Tapira, foi utilizado o algoritmo desenvolvido por Fedi et al. (1994). Neste, a inclinação e declinação total (I M, D M ) podem ser calculadas a partir da aplicação de um operador de Redução ao Pólo para diferentes combinações de inclinação e declinação (I T, D T ), e da observação da variação da anomalia como sendo definida em função destas. Os valores da inclinação e declinação total são definidos como sendo os índices que minimizam os valores negativos da anomalia reduzida ao polo. Pelo fato dessa metodologia estar baseada na Redução ao Pólo definida por Baranov (1957), Cordani (2008) afirma que ela apresenta as mesmas limitações como, por exemplo, a instabilidade observada para reduções de anomalias muito próximas do Equador magnético. 4.3 Gravimetria O cálculo das anomalias de gravidade em cada estação leva em consideração as medidas de g, da altitude, do efeito de maré sólida (LONGMAN, 1959), e o valor teórico da gravidade calculado para o geóide de referência. A anomalia de ar livre (ou de Faye) é calculada como:

56 54 ( ϕ) + C h g F = gobs γ F. (16) onde: g F é a anomalia de ar livre, gobs é a gravidade observada, γ (ϕ) é a gravidade de referência definida pelo GRS67 (Geodetic Reference System 1967), CF é a taxa de variação da gravidade com a altitude, e h é a altitude ortométrica da estação gravimétrica. O valor adotado pelo GRS67 para a taxa de variação da gravidade com a altitude é C F = mgal / m ao passo que a gravidade de referência é definida pela Fórmula Internacional da Gravidade de 1967, γ ( ϕ) = ( sen ϕ sen ϕ) mgal (17) Onde ϕ é a latitude geodésica da estação gravimétrica. Para h>1.000 m, tem-se que: ( cos ) C F = 0 ϕ h mgal/m (18). A anomalia Bouguer é calculada pela expressão: g = g + C h (19). B F B. O termo CB é uma correção do valor da anomalia dos efeitos do relevo topográfico. Trata-se de uma correção simplificada, onde a topografia é assumida como sendo plana, sendo a massa da mesma aproximada por uma placa horizontal de extensão infinita, expressa como: C B = 2π. G.ρ (20),

57 55 onde G é a constante da gravitação universal e ρ é a densidade de massa da crosta continental superior. Para os valores preconizados de G = m s kg e ρ = kg / m, resulta que C B = mgal / m. A anomalia Bouguer calculada conforme descrito acima é denominada anomalia Bouguer simples, ou seja, não leva em conta o efeito do relevo, O efeito gravitacional das massas topográficas em uma estação gravimétrica é dado por: C R 1 1 = G.ρ. dxdy (21), ( x x0 ) + ( y y0 ) ( x x0 ) + ( y y0 ) + ( h( x, y) h0 ) Onde: ρ é a densidade da massa do relevo topográfico; x0 e y0 são respectivamente as coordenas x e y da estação gravimétrica; h0 é a altitude ortométrica (cota verdadeira) da estação gravimétrica e h( x, y) é a altitude ortométrica do relevo. A anomalia Bouguer simples, corrigida do efeito gravitacional do relevo, é denominada anomalia Bouguer completa: g = g + C (22), Bc B R A correção de relevo é calculada para cada estação gravimétrica através da integração numérica da expressão (21), aproximando-se o relevo por prismas retangulares retos derivados de um modelo digital do relevo da área.

58 Inversão dos Dados Magnéticos e Gravimétricos A técnica de inversão 3-D aplicada aos dados neste trabalho foi desenvolvida por Li e Oldenburg (1996, 1998) através dos programas MAG3D (2002) e GRAV3D (2002). Este vem sendo amplamente utilizado em diversos estudos sobre o comportamento 3-D em sub-superfície de fontes magnéticas e gravimétricas. Entre eles podem ser citados: Piro et al., (2007); Ribeiro e Mantovani (2008); Lelièvre (2009); Louro e Mantovani (2010). Apresenta-se em seguida um breve resumo sobre os algoritmos utilizados nestes programas. Nestes algoritmos todas as medidas de distância ou profundidade são expressas em metros, a intensidade do campo magnético em nt, a susceptibilidade magnética em unidades do SI, a intensidade do campo gravmétrico em mgal e a densidade é dada em g/cm Aplicação da Teoria de inversão 3-D aos Dados Magnéticos e Gravimétricos A inversão dos dados magnéticos e gravimétricos foi desenvolvida por Li e Oldenburg (1996, 1998, 2003) com o objetivo de obter um modelo 3-D da distribuição da susceptibilidade magnética ( χ ) e da densidade das rochas (g/cm 3 ), respectivamente. Para tal, os autores consideram que a fonte da anomalia, magnética ou gravimétrica, esteja inserida numa região composta por M células retangulares, com propriedade física constante para cada célula. Sendo essa propriedade associada à susceptibilidade magnética ( χ ), no caso de dados magnéticos, ou a densidade, no caso da gravimetria. A inversão dos dados magnéticos feita pelo programa MAG3D (2002) assume que não há magnetização remanescente associada à anomalia, considerando apenas a componente induzida. Sendo assim, a magnetização observada para a i-ésima célula é dada por:

59 57 J i = χ (23), ih 0 onde χi é a susceptibilidade da i-ésima célula e H 0 é o campo magnético terrestre. A relação entre a anomalia (magnética ou gravimétrica) gerada por uma determinada fonte, e o contraste observado em relação à propriedade física (susceptibilidade ou densidade, respectivamente), pode ser expressa por uma função linear definida por: d = W. p (24), onde d ) T = ( d 1 ;:::, d N representa o vetor de dados observados, W é a matriz N x M de sensibilidade e T = ( p 1 ;:::, p M é o vetor contendo a susceptibilidade ou a densidade p ) (dependendo do método considerado) de cada uma das célula da malha considerada. Segundo Williams (2006), a modelagem da superfície anômala (magnética ou gravimétrica) em M células individuais faz com que o número de células consideradas seja maior do que o número N de dados amostrados, contidos no vetor d. Isso impede que a matriz de sensibilidade W resultante seja caracterizada como uma matriz quadrada ( M < N ) e, portanto, não inversível. No entanto, a questão se torna um problema de otimização (WILLIAMS, 2006). A função objetivo do modelo usada nos algoritmos dos programas MAG3D (2002) e GRAV3D (2002) é dada por:

60 58 φ m ( p) α w [ w( z) ( p( r) p )] 2 = s s. 0 dv + α x w V V x w 2 ( z).[ p( r) p ] w( z) [ p( r) p ] ( z).[ p( r) p ] x 0 2 dv + w α y wy dv + α z wz dv (25), y z V V 2 onde os coeficientes α s, α x, α y e α z são coeficientes ajustáveis que afetam a importância relativa das diferentes componentes na função objetivo. A função w s pode ser utilizada para aproximar o máximo possível o valor da suscetibilidade das células da malha ao modelo de referência fornecido. Os parâmetros w x, w y e w z podem ser usados para tornar o modelo de diferença mais ou menos suave nos limites das células, representando melhor a continuidade ou os limites geológicos esperados (WILLIAMS, 2006). A função w ( z), corresponde à função de peso da profundidade. Essa função de peso é utilizada para que cada célula, contida na malha ortogonal considerada, tenha a mesma probabilidade de conter a fonte magnética. Segundo Williams (2006), a importância dessa função se deve ao fato de que os dados potenciais não apresentam informações sobre a profundidade do corpo anômalo e a inversão dos dados resultaria em modelos de fontes próximos a superfície. A função de peso da profundidade definida por Li e Oldenburg (1996) é dada por: ( z) = ( z z ) 2 w (26), 0 β onde z é a profundidade do centro da célula, β e z 0 são os parâmetros usados para ajustar a função peso ao decaimento da matriz de susceptibilidade em função da profundidade. Segundo Williams (2006), se a célula da malha for relativamente distante do

61 59 ponto de observação dos dados magnéticos, então β será aproximado pelo decaimento exponencial observado para a resposta magnética de uma esfera, tendo-se assim β = 3. Lelièvre, Oldenburg e Phillips (2006) mostram que a função objetivo pode ser minimizada na forma: 1 β φ = φd + φ m (27), 2 2 onde φ d é a precisão do ajuste do modelo aos dados amostrados, φ m é a função objetivo com os parâmetros do modelo e β é o parâmetro de regularização que permite controlar o ajuste dos dados. A precisão do ajuste ( φ d ) é calculada por: ( d obs ) 2 φ = W d mod (28), d d onde obs d representa o vetor com os dados observados (magnéticos ou gravimétricos, dependendo do método considerado) e mod d o vetor com os parâmetros do modelo gerado. W d é uma matriz diagonal cujo i-ésimo elemento é dado por: 1 w = (29), σ i i onde σ i é o desvio padrão do i-ésimo dado. O ajuste do modelo é obtido á partir da minimização da função:

62 60 φ = φ d + βφ m (30), tal que: φ = * (31), d φ d onde φ é a função objetivo e β é o parâmetro utilizado para balancear a importância atribuída à precisão dos dados em relação à importância atribuída a função objetivo do modelo. φ d * é a precisão associada aos dados amostrados. Considerando que o ruído associado aos dados tenha distribuição Gaussiana com média zero e desvio padrão σ i, será igual ao número de dados N (WILLIAMS, 2006). A solução da minimização da função, assim como a descrição das demais restrições aplicadas no algoritmo de inversão, como a utilização do vinculo de positividade, estão descritos em Li e Oldenburg (1996). φ d

63 61 5. GAMAESPECTROMETRIA 5.1 Resultados A partir dos dados gamaespectrométricos foram gerados os mapas referentes aos canais dos elementos radiométricos K, Th e U dispostos nas figuras 9, 10 e 11, respectivamente. Para a interpolação desses mapas foi utilizado o método da mínima curvatura (RIBEIRO, 2008). Figura 9. Mapa da concentração radiométrica do Potássio (K).

64 62 Figura 10. Mapa da concentração radiométrica do Tório (Th). Figura 11. Mapa da concentração radiométrica do Urânio (U).

65 63 O canal de Contagem Total (CT) refere-se à todas as contagens de emissão de raios gama dentro da janela energética de 0,41-2,81 MeV, incluindo assim as emissões observadas para os elementos K, Th e U. O mapa referente a esse canal não foi apresentado, pois, este não acrescentou informações relevantes para a caracterização da região estudada ou do corpo intrusivo. Como produto secundário, foi interpolado o mapa da distribuição ternária com padrão RBG dos elementos radiométricos (Figura 12). Nesse mapa, os canais dos elementos K, Th e U estão associados às cores: vermelho, verde e azul, respectivamente. Este mapa permite uma melhor visualização da distribuição dos elementos radiométricos na área estudada, pois, evidencia as regiões com concentrações anômalas de dois ou mesmo dos três elementos considerados. 5.2 Discussão Ao analisar os mapas com a distribuição das contagens de Th e U (Figuras 10 e 11), nota-se uma forte anomalia com altas contagens desses elementos associada tanto à alcalina de Tapira (indicada pelo número 1 no mapa ternário Figura 12) como ao complexo alcalino de Araxá (identificada pelo número 2). O mapa com a distribuição das contagens de K (Figura 9), entretanto, apresenta um baixo radiométrico associado aos dois complexos, sendo mais evidente para a alcalina de Tapira. Essa resposta condiz com o esperado para intrusões ígneas básicas aflorantes (DICKSON e SCOTT, 1997), como é o caso das rochas alcalinas.

66 64 Figura 12. Mapa radiométrico ternário com coloração (R, G, B) = (K, Th, U). Os índices 1 e 2 indicam a localização dos complexos alcalinos de Tapira e Araxá, respectivamente. A Sinforma de Araxá, B escama superior do Grupo Canastra, C e D rochas e coberturas fanerozóicas, E escama intermediária e F escama inferior do Grupo Canastra, G Zona de Cisalhamento da Canastra, H Zona de Cisalhamento do Alto Araguari, I Zona de Cisalhamento da Bocaina.

67 65 Na parte norte do Complexo Alcalino de Tapira, nota-se a presença de três regiões com baixas contagens dos três elementos. Essas regiões podem ser explicadas pela presença de lagoas de rejeitos gerados pela mineradora Fosfértil, localizada nessa área. A resposta radiométrica observada para essas lagoas condiz com o esperado para regiões com cobertura de lâmina de água (Figura 8). Segundo Wilford et al. (1997), a gamaespectrometria pode ser utilizada para estudar a relação entre a formação do regolito (manto de alteração) e a atuação da erosão em uma determinada região. Segundo esses autores, a resposta radiométrica observada para uma região fortemente erodida reflete a composição mineralógica das camadas inferiores, pouco intemperizadas (pedólito ou embasamento), enquanto que regiões mais estáveis ou de deposição de sedimentos apresentam uma resposta associada à áreas de solo/regolito, com contagens mais baixas dos elementos. De fato, a interpretação do mapa ternário com padrão RGB (Figura 12), e o confronto deste com o mapa geológico da região (Figura 2), permitem analisar a resposta radiométrica das principais estruturas e contatos geológicos da área estudada. A sinforma de Araxá, localizada ao norte do mapa (indicada pela letra A), apresenta contagens mais elevadas de tório e urânio ao longo dos seus limites, em contrate com a resposta radiométrica observada para a escama Intermediária do Grupo Canastra com a qual faz contato. A escama superior do Grupo Canastra (B, no mapa ternário), onde se localiza a branquisforma de Campo Alegre, região sul do mapa, possui baixas contagens dos três elementos, apresentando assim baixa resposta radiométrica. Porém tanto ao sul da branquisforma quanto ao norte são observadas anomalias com altas contagens de tório e urânio provavelmente associadas á presença de rochas e coberturas fanerozóicas.

68 66 Essas anomalias de tório e urânio são observadas também em outros pontos do mapa ternário, coincidindo com a localização da litologia identificada como sendo composta por rochas e coberturas fanerozóicas discriminadas no mapa geológico (Figura 2). Esta assinatura radiométrica pode ser observada em pequenas áreas esparsas a leste e norte da alcalina de Tapira (letra C), assim como na porção sudoeste do mapa, onde apresenta uma maior extensão (letra D). Considerando a assinatura radiométrica associada à essa cobertura, o mapa ternário (Figura 11) evidencia a presença de áreas com essa cobertura que não aparecem indicadas no mapa geológico da região (Figura 2), principalmente na parte ao norte e leste da alcalina de Tapira. Para confirmar a presença dessas coberturas nas regiões identificadas seriam necessárias observações in loco. O contato geológico entre as escamas intermediaria (letra E) e inferior (letra F) do Grupo Canastra, localizadas na porção oeste do mapa, é bem evidente e caracterizam-se principalmente pela diferença observada para as contagens dos três elementos ao longo dessa litologia, sendo as maiores contagens observadas para a escama intermediária. A distribuição dos radioelementos ao longo da escama intermediária do Grupo Canastra (letra E) apresenta uma resposta característica de zonas de dobras. Esse padrão deve-se principalmente à presença de inúmeras falhas observadas nessa região, geradas devido a diversos dobramentos. Entre esses dobramentos podem ser citados a Sinforma de Limeira, Antiforma do Galheiro e Antiforma do Mangue, a oeste do mapa (Figura 2). Na porção sul do mapa observa-se o claro contraste entre as altas contagens dos radioelementos amostradas para as litologias do Domínio Leste em relação às baixas contagens dos Domínios Oeste e Sul do Grupo Canastra. Essa região é caracterizada por ser uma zona de falha transcorrente da fase D5. O contraste entre esses domínios fica mais evidente principalmente ao sul da branquisforma de Campo Alegre, na parte leste da Zona de

69 67 Cisalhamento da Canastra (letra G), e na porção oeste do contato, onde se localiza a Zona de Cisalhamento do Alto Araguari (letra H). Ao norte do mapa nota-se a presença de um lineamento cruzando horizontalmente o mapa, caracterizado por apresentar baixas contagens dos três elementos. Este lineamento está associado a uma zona de falhas transcorrentes, onde se localiza a Zona de Cisalhamento da Bocaina (indicada pela letra I, no mapa ternário).

70 68 6. MAGNETOMETRIA 6.1 Resultado do Processamento dos Dados Magnéticos Antes de prosseguir com a interpolação dos mapas magnéticos, foi removido o campo geomagnético de referência (International Geomagnetic Reference Field IGRF), cujo valor de nt calculado para a época do levantamento é considerado constante diante da dimensão da área de estudo. Para isolar a contribuição magnética do corpo intrusivo, antes de prosseguir com a inversão dos dados, foram aplicadas quatro metodologias estratégicas, e sua comparação permitiu identificar aquela que melhor se adapta ao caso em estudo: (1) Amplitude do Campo Magnético Anômalo, descrito por Shearer (2005); (2) Redução ao pólo Magnético, implementado a partir do algoritmo desenvolvido por Fedi et al. (1994); (3) cálculo da Integral Vertical do Sinal Analítico e (4) cálculo do Sinal Analítico da Integral Vertical, os dois últimos descritos por Paine et al. (2001). O mapa gerado pela interpolação do campo magnético anômalo da região de Tapira, e os resultados obtidos pelos cálculos realizados, são apresentados a seguir Campo Magnético Total O mapa do Campo Magnético Total pode apresentar diferentes respostas para um mesmo corpo magnético dependendo da localização geográfica deste. Em Minas Gerais, na

71 69 região de estudo, a inclinação do campo magnético é de aproximadamente º. Para esse valor de inclinação, um corpo magnético com susceptibilidade maior do que a da rocha encaixante gerará uma anomalia magnética por indução com características dipolares, geralmente com o pólo positivo na parte norte da anomalia e o pólo negativo, mais intenso, ao sul da anomalia. Essa orientação da anomalia magnética é denominada polarização normal. A anomalia magnética gerada pela alcalina de Tapira (Figura 13) apresenta polarização invertida em relação à esperada para um corpo magnético posicionado nas mesmas coordenadas. Essa inversão de polarização pode ser explicada por uma forte magnetização remanescente associada ao corpo intrusivo. No centro da anomalia magnética (coordenadas E, N) nota-se ainda a presença de um segundo dipolo, porém este com polarização normal, indicando a presença de um corpo interno à alcalina, com características magnéticas diferentes do restante da intrusão. Figura 13. Mapa do campo magnético anômalo observado para a região da alcalina de Tapira.

72 Amplitude do Sinal Analítico (SA) O mapa obtido pelo cálculo da Amplitude do Sinal Analítico (SA) do campo magnético observado para a área estudada está disposto na figura 14. Figura 14. Mapa da Amplitude do Sinal Analítico da região da alcalina de Tapira. Observe-se o perfil AB traçado na direção N-S para fins de análise. O cálculo do SA, introduzido por Nabighian (1972), independe da presença e da intensidade da magnetização remanescente associada ao corpo intrusivo, o que torna este método uma ferramenta útil para obter informações preliminares sobre o comportamento do corpo em sub-superfície, principalmente para casos em que a anomalia magnética associada à intrusão apresenta comportamento complexo, como no caso em estudo.

73 71 Para analisar o comportamento em sub-superfície da alcalina de Tapira, foi traçado um perfil A-B sobre o mapa do Sinal Analítico (coordenadas do ponto A: E, N; do ponto B: E, N). O perfil tem sentido N-S, sobre o maior eixo do corpo, e seu traçado encontra-se disposto na figura 15. Figura 15. Gráfico obtido para o perfil AB traçado sobre o mapa do Sinal Analítico Amplitude do Campo Magnético Anômalo (ACMA) Assim como para a Amplitude do Sinal Analítico, o cálculo da Amplitude do Campo Magnético Anômalo (ACMA) descrito por Shearer (2005) apresenta pouca dependência da direção da magnetização total, priorizando assim a amplitude do sinal magnético gerado pela intrusão, em relação à diferença entre a direção da magnetização remanescente e induzida. Antes da aplicação do cálculo da ACMA, os dados do campo magnético anômalos foram filtrados pelo método upward continuation, para retirada da componente regional do campo. Este cálculo foi feito considerando a altura de 23 km. O mapa da ACMA obtido para a alcalina de Tapira está disposto na figura 16. Para uma análise da correlação entre o sinal da ACMA e a geologia, foram sobrepostos ao mapa da ACMA. os contornos das principais litologias observadas para o domo alcalino (Figura 3) O mapa obtido está disposto na figura 17.

74 72 Figura 16. Mapa da amplitude do campo magnético anômalo obtido para região estudada. Figura 17. Mapa da ACMA com a sobreposição dos contornos das principais litologias observadas para o domo alcalino de Tapira, descritas por Brod (1999).

75 Redução ao Pólo (RTP) O cálculo da Redução ao Pólo do Campo Magnético Total (Reduction to the Pole RTP), descrita por Baranov (1957), foi feito a partir do software Oasis Montaj (GEOSOFT, 1994). O mapa obtido por esse método está disposto na figura 18. Figura 18. Mapa da Redução ao Pólo Magnético (RTP) calculada através do software Oasis Montaj (GEOSOFT, 1994). Porém, segundo Hinze (1990), o cálculo do RTP descrito por Baranov (1957) considera que a anomalia magnética seja gerada apenas pela magnetização induzida, desprezando a presença da magnetização remanescente. Como alternativa, o RTP foi recalculado a partir do algoritmo desenvolvido por Fedi et al. (1994), considerando assim a presença da

76 74 magnetização remanescente presente na intrusão. O mapa gerado por esse método encontra-se na figura 19. Figura 19. Mapa da Redução ao Pólo Magnético (RTP) calculada pela implementação do algoritmo desenvolvido por Fedi et al. (1994). Assim como para a ACMA, os contornos das principais litologias do domo alcalino foram sobrepostas ao mapa de RTP calculado através do algoritmo de Fedi et al. (1994). O mapa obtido encontra-se na figura 20.

77 75 Figura 20. Mapa da RTP calculada através do script desenvolvido por Fedi et al. (1994), com a sobreposição dos contornos das principais litologias observadas para o domo alcalino de Tapira, descritas por Brod (1999) Integral Vertical do Sinal Analítico (VIAS) e Sinal Analítico da Integral Vertical (ASVI) Segundo Paine et al. (2001), o cálculo da Integral Vertical do Sinal Analítico (vertical integral of the analytic signal VIAS) ou o Sinal Analítico a partir da Integral Vertical (analytic signal of the vertical integral ASVI) do campo magnético anômalo pode gerar dados qualitativamente semelhantes à resposta observada para esse mesmo campo se este fosse gerado apenas por indução magnética na presença de um campo magnético vertical. Segundo estes autores, um dos problemas no cálculo da integral vertical do campo magnético (VIAS) é que esse processo pode amplificar muito a contribuição das componentes de baixa freqüência do campo. De fato, os dados obtidos pelo cálculo do VIAS apresentam uma forte influência dessas componentes, sendo necessária a aplicação de um filtro high-pass

78 76 (Figura 21). O filtro high-pass aplicado aos dados calculados pelo método VIAS levou em consideração o comprimento de onda de m. Como no cálculo do ASVI, o sinal analítico atenua fortemente essas componentes, esse efeito não é significativo. Não sendo necessária assim a aplicação do filtro high-pass aos dados. O mapa gerado pelo cálculo do ASVI está disposto na figura 22. Como essa metodologia se baseia na Amplitude do Sinal Analítico, a aplicação do cálculo tanto do ASVI como do VIAS aos dados magnéticos terá pouca dependência da magnetização remanescente presente nos dados. Os mapas gerados pelo cálculo do ASVI e do VIAS, já com aplicação do filtro, encontram-se dispostos abaixo. Figura 21. Mapa da Integral Vertical do Sinal Analítico, calculada a partir dos dados do campo magnético total.

79 77 Figura 22. Mapa do Sinal Analítico da Integral Vertical (ASVI) calculada a partir dos dados do campo magnético total. 6.2 Inversão 3-D dos Dados Magnéticos O algoritmo desenvolvido por Li e Oldenburg (1996, 2003) para inversão de dados magnéticos, utilizado neste trabalho, considera que a anomalia magnética possui apenas a componente de magnetização induzida, desprezando assim a presença da magnetização remanescente. Segundo Paine et al. (2001), isto não é um problema desde que a componente da magnetização remanescente seja fraca e/ou tenha direção próxima a do campo induzido. Entretanto, para casos em que a componente remanescente apresenta uma grande influência na magnetização total resultante, os resultados gerados para a inversão desses dados podem não ser os esperados (SHEARER, 2005).

80 78 O campo magnético observado para o Complexo Alcalino de Tapira caracteriza-se pela presença de uma forte magnetização remanescente, cuja inclinação e declinação são desconhecidas. O domo alcalino de Tapira está quase totalmente encoberto por um manto laterítico, enquanto que as poucas áreas de afloramento apresentam um estágio avançado de decomposição (ARAÚJO et al., 2002). Sendo assim, não foi possível a coleta de amostras da rocha intrusiva para estimar em laboratório a direção de magnetização, o que torna tão importante a utilização de técnicas matemáticas que minimizem ou desconsiderem a direção da magnetização remanescente antes da inversão desses dados. Abaixo estão expostos os modelos 3-D da distribuição do contraste de susceptibilidade obtidos pela inversão dos dados magnéticos observados para a região do Complexo Alcalino de Tapira. Para tal foram considerados os resultados obtidos pelo cálculo do ACMA, do RTP implementado pelo algoritmo de Fedi et al. (1994) e do ASVI, descrito por Paine et al. (2001). Os resultados obtidos por esses modelos estão dispostos na tabela Amplitude do Campo Magnético Anômalo (ACMA) O modelo 3-D da distribuição de susceptibilidade gerado pela inversão dos dados resultantes do cálculo da Amplitude do Campo Magnético Anômalo (ACMA) está disposto na figura 23. O corte horizontal do modelo obtido está localizado na figura 24. A figura 25 mostra o corte da parte norte e leste do corpo (3-D) gerado, com a indicação dos baixos de susceptibilidade observados no centro do modelo.

81 79 (SI) Figura 23. Modelo 3-D da distribuição da susceptibilidade magnética obtida pela inversão dos dados de ACMA. A legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI. (SI) Figura 24. Corte horizontal do modelo 3-D da distribuição de susceptibilidade gerado a partir da inversão dos dados de ACMA. Este corte intercepta o eixo horizontal sob a coordenada E. A legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI.

82 80 C-1 S C-2 (SI) Figura 25. Corte da parte norte e leste do modelo de distribuição da susceptibilidade gerado a partir dos dados de ACMA. As setas indicam a localização dos complexos C-1, C-2 e S. A legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI Redução ao Pólo (RTP) Na figura 26 observa-se o modelo 3-D da distribuição de susceptibilidade gerado pela inversão dos dados obtidos pelo cálculo da Redução ao Pólo do Campo Magnético (RTP) utilizando o algoritmo de Fedi et al. (1994). O corte horizontal do corpo e o modelo com a localização dos baixos de susceptibilidade encontram-se dispostos nas figuras 27 e 28, respectivamente.

83 81 (SI) Figura 26. Modelo 3-D da distribuição da susceptibilidade magnética obtida pela inversão dos dados de RTP. A legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI. (SI) Figura 27. Corte horizontal do modelo 3-D da distribuição de susceptibilidade gerado a partir da inversão dos dados de RTP. Este corte intercepta o eixo horizontal sob a coordenada E. A legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI.

84 82 C-1 C-2/S (SI) Figura 28. Corte da parte norte e leste do modelo de distribuição da susceptibilidade gerado a partir dos dados de RTP. As setas indicam a localização dos complexos C-1, C-2 e S. A legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI Sinal Analítico da Integral Vertical (ASVI) O modelo 3-D gerado a partir da inversão dos dados obtidos pelo cálculo do ASVI, descrito por Paine et al. (2001) está disposto na figura 29. O corte horizontal do corpo e o modelo com a localização dos baixos de susceptibilidade encontram-se dispostos nas figuras 30 e 31, respectivamente.

85 83 A (SI) Figura 29. Modelo 3-D da distribuição da susceptibilidade magnética obtida pela inversão dos dados de ASVI. A legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI. (SI) Figura 30. Corte horizontal do modelo 3-D da distribuição de susceptibilidade gerado a partir da inversão dos dados de ASVI. Este corte intercepta o eixo horizontal sob a coordenada E. A legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI.

86 84 C-1 C-2/S (SI) Figura 31. Corte da parte norte e leste do modelo de distribuição da susceptibilidade gerado a partir dos dados de ASVI. As setas indicam a localização dos complexos C-1, C-2 e S. A legenda de contraste de susceptibilidade está em unidades do SI. Tabela 1. Dimensões e contrastes de susceptibilidades obtidas com os modelos gerados pela inversão dos dados de ACMA, RTP e ASVI. ACMA RTP ASVI Extensão no eixo N-S (km) Extensão no eixo E-W(km) Profundidade do piroxenito (km) Profundidade do C-1 (km) Profundidade do C-2 e S (km) Contraste de susceptibilidade (SI) Volume (km 3 )

87 Discussão O mapa do campo magnético gerado pela alcalina de Tapira (Figura 12) apresenta uma anomalia com polarização reversa, ou seja, pólo negativo na parte norte da anomalia, pólo positivo ao sul. No centro da anomalia, nota-se ainda a presença de um segundo dipolo, porém este com polarização normal e circunscrito pela anomalia invertida. O comportamento observado para a anomalia magnética externa (polarização invertida) é gerado pela presença de uma forte magnetização remanescente com orientação diferente do campo magnético atual. Esta magnetização remanescente está associada à presença do piroxenito, que possui um forte comportamento ferromagnético (MANTOVANI et al., 1999; SLAVEC et al., 2001), com predominância de cerca de 80% da intrusão ígnea de Tapira (ARAÚJO et al., 2002). A anomalia interna, com polarização normal, está relacionada à presença do corpo carbonatítico no centro da alcalina (BROD, 1999). Como o carbonatito apresenta um comportamento bem menos ferromagnético que o piroxenito, o campo magnético associado a este é originado principalmente por indução magnética, preservando assim, preferencialmente, a orientação do campo atual. Cordani e Shukowsky (2009) calcularam a constante de Koenigsberger para a alcalina de Tapira, obtendo o valor de Q = 2, atestando assim a forte componente da magnetização remanescente observada para o complexo alcalino.. O gráfico da amplitude do sinal analítico (Figura 14) apresenta um baixo magnético no centro do perfil, entre dois picos de maior intensidade. Esse comportamento condiz com o esperado pela diferença de susceptibilidade observada entre o piroxenito (associado aos picos mais elevados) e o carbonatito (ao centro da alcalina, apresentando comportamento menos ferromagnético).

88 86 O método de RTP descrito por Baranov (1957) utiliza um operador de filtro que ajusta os dados a uma condição de polarização vertical. Logo, o comportamento dipolar observado para uma anomalia localizada em baixas latitudes é alterado para um formato aproximadamente gaussiano, o qual seria observado se o mesmo corpo magnético estivesse localizado no pólo magnético. Porém esse método assume que a anomalia magnética seja gerada apenas por magnetização induzida (HINZE, 1990). Para casos em que a magnetização remanescente possui pouca influência no vetor de magnetização total, tendo a anomalia um comportamento dipolar, esse método pode apresentar respostas satisfatórias. Porém, para casos com forte magnetização remanescente, como o estudado, a anomalia gerada por esse método pode apresentar um comportamento distorcido, não tendo correlação com o comportamento real do corpo magnético. De fato, a anomalia magnética obtida pela aplicação desse método aos dados de Tapira (Figura 17) apresenta um comportamento aproximadamente dipolar. Observa-se também que, apesar do pólo positivo da anomalia apresentar uma tendência circular, esperada para o contorno do domo alcalino, o pólo negativo apresenta um comportamento muito mais alongado, com sentido quase N-S. Como alternativa, o método de RTP foi calculado para o caso em estudo através do algoritmo desenvolvido por Fedi et al. (1994), o qual considera a presença da magnetização remanescente. A anomalia filtrada por esse algoritmo (Figura 18) apresenta uma polarização semelhante à esperada para uma anomalia com polarização vertical. Porém, tanto ao centro dessa anomalia quanto ao norte, nota-se a presença de duas áreas com polarização negativa. Para uma melhor análise desse padrão, os contornos do domo alcalino definidos por Brod (1999) foram sobrepostos a esse mapa (Figura 19).

89 87 Essa sobreposição também foi feita para o mapa gerado pelo cálculo da ACMA (Figura 16), permitindo assim uma melhor comparação entre esses dois métodos. Ao analisar os mapas obtidos por essas sobreposições, nota-se que os maiores valores observados para o campo magnético concentram-se ao longo das litologias identificadas pó B- 1 (bebedourito) e B-2 (apatita clinopiroxênito). Este padrão fica evidente principalmente no mapa referente à RTP (Figura 19). Esse padrão pode ser explicado pela presença de altos teores de piroxenito em ambas as litologias, o qual apresenta um comportamento ferromagnético muito mais forte do que a rocha encaixante. Nestes mapas é possível notar também um baixo magnético na porção central do domo, onde se observa a presença de C-1 (maior episódio de ocorrência carbonatítica identificada por Brod, 1999). Segundo Paine et al. (2001), o cálculo do VIAS apresenta um forte aumento das componentes de baixas frequências, por que o cálculo da integral vertical amplifica essas componentes geradas pelo sinal analítico. Para contornar o problema, foi aplicado um filtro do tipo high-pass aos dados, considerando um comprimento de onda de 22 km. Apesar da aplicação desse filtro, o mapa gerado pelo cálculo desse método (Figura 21) ainda apresentou uma notável influência das componentes de baixa freqüência. A anomalia magnética obtida por esse método apresenta um comportamento elipsoidal com eixo maior orientado na direção N-S, enquanto que o eixo principal do domo alcalino (Figura 3) tem direção NE. Nas laterais dessa anomalia, observa-se a presença de duas regiões fortemente negativas, com amplitude de aproximadamente nt. Entretanto, essas anomalias não apresentam correlação com a geologia local. Nesse mapa pode-se notar ainda um forte efeito de borda, caracterizado pela presença de anomalias positivas ao longo dos limites do mapa.

90 88 Como a resposta gerada pelo cálculo da VIAS para a alcalina de Tapira apresentou pouca correlação com a geologia local, não foi realizada a inversão 3-D destes dados. A susceptibilidade esperada para a rocha encaixante na região da intrusão alcalina é de 0.01 a 0.05 (SI SHEARER, 2006); enquanto que a susceptibilidade do piroxenito é de aproximadamente (SI TELFORD et al., 1990), resultando assim num contraste de susceptibilidade médio de 0.12 (SI) entre a intrusão alcalina e a encaixante. As inversões dos dados de ACMA, RTP e ASVI forneceram valores de contraste de susceptibilidade de 0.117, e 0.155, respectivamente. Comparando os valores de contraste de susceptibilidade obtidos pelas inversões dos dados considerados e o valor teórico, nota-se que a inversão dos dados de ACMA foi a que obteve o valor mais próximo do esperado para o corpo alcalino, apesar da diferença entre os valores obtidos pelos demais modelos ser relativamente pequena, da ordem de 0.03 (SI). O modelo gerado para a distribuição de susceptibilidade a partir dos dados de ACMA apresenta maior extensão ao longo do eixo z, do que nos demais eixos (Figura 23). Esse modelo apresenta uma profundidade máxima de 17.0 km (Figura 24), sendo a extensão máxima nos eixos N-S e E-W de 8.2 e 7.7 km, respectivamente. As dimensões dos modelos gerados permitem caracterizá-los como sendo estruturas do tipo pipe (SMITH, 2008). Na parte sul deste modelo observa-se uma região de baixa susceptibilidade, localizada entre as coordenadas N e N (Figura 25). Essas coordenadas coincidem com os limites norte e sul do complexo carbonatítico C-1 (Figura 3). Considerando que o contraste de susceptibilidade observado entre o carbonatito e a rocha encaixante é menos expressivo do que em relação ao piroxenito, esta região de baixa susceptibilidade pode ser explicada pela presença do complexo C-1. Sendo assim, a profundidade do complexo C-1, estimada pela inversão dos dados de ACMA, é de aproximadamente 3.5 km.

91 89 Na porção norte deste modelo, observa-se ainda a presença de dois pequenos vales, caracterizados por baixos valores de susceptibilidade (Figura 25). Os limites norte e sul destes estão localizados nas coordenadas N e N. Esses dois baixos de susceptibilidade, por sua vez, estão associados à presença do complexo carbonatítico C-2 e do Sienito (S). Segundo o modelo, estes corpos teriam aproximadamente 1.0 km de profundidade. Ao contrário do modelo obtido pela inversão dos dados de ACMA, as distribuições de susceptibilidade geradas pela inversão de dados de RTP e ASVI apresentam uma menor diferença entre as dimensões observadas nos três eixos. Gerando assim modelos com aspecto mais esférico do que o obtido pelo ACMA. O modelo de contraste de susceptibilidade gerado pela inversão dos dados de RTP (Figura 27) apresentou um baixo de susceptibilidade ao sul do corpo com mergulho aproximadamente vertical. Esse baixo está localizado sob as coordenadas N e N, sendo associado à presença do complexo C-1 nessa região do domo. Na parte norte do corpo 3-D modelado, observa-se a presença de uma região com susceptibilidade inferior à da intrusão (Figura 28). Essa região anômala esta associada à localização do complexo carbonatítico C-2 e o sienito associado a este, observados na porção norte do domo alcalino (Figura 3). Porém, ao contrario do modelo obtido para os dados de ACMA (Figura 25), não foi observada diferenciação entre esses dois corpos em subsuperfície. A partir dos resultados dessa inversão, o complexo carbonatítico C-1 apresenta profundidade de aproximadamente 3.5 km. Já o corpo menos ferromagnético ao norte da intrusão, associado à presença do carbonatito C-2 e do sienito, apresenta uma profundidade de 1.5 km, sendo estes bem mais rasos do que os identificados no modelo gerado a partir dos dados de ACMA.

92 90 A inversão dos dados de ASVI gerou um modelo 3-D levemente mais raso do que aqueles obtidos através da inversão dos dados de ACMA e RTP, com profundidade de aproximadamente 15.5 km. Porém, dos três modelos gerados, este foi o que apresentou maior extensão lateral. Tanto na parte norte quanto sul deste modelo podem ser observadas áreas de baixa susceptibilidade associadas à presença dos complexos carbonatíticos C-1 e C-2, assim como do sienito. Porém, da mesma forma que para o corpo gerado pela inversão dos dados de RTP, neste modelo não foi observada uma diferenciação entre C-2 e o sienito. A profundidade pelo modelo dos dados de ASVI obtida para estes complexos foi de 3.5 km para C-1 e 2.2 km para C-2/S.

93 91 7. GRAVIMETRIA 7.1 Processamento dos Dados Gravimétricos A partir dos dados de gravidade medidos nas estações gravimétricas instaladas foi calculado o mapa de Anomalia Bouguer Completa para a região (Figura 8). Para a separação da componente residual do campo gravimétrico, associada à presença da intrusão alcalina, foi aplicado o método do ajuste polinomial desenvolvido por Beltrão et al. (1991). O cálculo da superfície filtrada dos dados regionais foi efetuado considerando um polinômio robusto de grau 1 (RIBEIRO, 2008). O mapa obtido para o campo gravitacional residual, após essa filtragem, está disposto na figura Inversão 3-D dos Dados Gravimétricos Na figura 33 está disposto o modelo 3-D gerado a partir da inversão dos dados gravimétricos residuais observados para a região da alcalina de Tapira, e na figura 34, o perfil com sentido N-S do modelo. A tabela 2 contém as principais características obtidas para o modelo 3-D gravimétrico.

94 92 Figura 32. Mapa da anomalia Bouguer residual observada para a área estudada. Tabela 2. Dimensões, em quilômetros, obtidas pelo modelo gerado a partir dos dados de gravimetria. Gravimetria Extensão no eixo N-S (km) 9.0 Extensão no eixo E-W(km) 8.0 Profundidade do piroxenito (km) 16.5 Profundidade do C-1 (km) - Profundidade do C-2 e S (km) 1.0 Contraste de densidade (g/cm 3 ) 0.26 Volume do piroxenito (km 3 )

95 93 (g/cm 3 ) Figura 33. Modelo 3-D da distribuição da densidade obtida pela inversão dos dados de gravimetria medidos na região da alcalina de Tapira. (g/cm 3 ) Figura 34. Corte horizontal do modelo 3-D da distribuição de densidade gerado a partir dos dados de gravimetria. Para tal foi considerado um perfil localizado na coordenada E.

96 Discussão Para o modelo 3-D gerado na inversão dos dados gravimétricos obteve-se uma profundidade de aproximadamente 16.5 km. Enquanto que no plano horizontal, este apresenta dimensões de aproximadamente 9.0 km no eixo N-S e 8.0 km no sentido E-W. A densidade média observada para o piroxenito é de 3.0 g/cm 3, enquanto que a do carbonatito é cerca de 2.71 g/cm 3 (RIBEIRO e MANTOVANI, 2008). A composição da escama intermediaria do grupo Canastra (Figura 2) permite aproximar o valor da densidade da rocha encaixante do valor médio da densidade da crosta terrestre superior, de 2.67 g/cm 3. Logo, o contraste de densidade esperado entre o piroxenito e a rocha encaixante é de 0.33 g/cm 3, e o contraste entre o carbonatito e o piroxenito é de 0.29 g/cm 3. O intervalo para o contraste de densidade encontrado pelo modelo 3-D (Figura 33) para o corpo intrusivo em relação à rocha encaixante foi de 0.26 a 0.39 g/cm 3, o qual é condizente com o valor de contraste esperado pela literatura. A instalação das estações gravimétricas, tanto sobre o domo alcalino como nas áreas adjacentes, foi limitada pela inexistência de vias de acesso a grande parte destes locais, como por exemplo, nas áreas de despejo de rejeito liquido da Fosfértil (mineradora responsável pela exploração da alcalina de Tapira). A partir do mapa do domo alcalino apresentado por Brod (1999 Figura 3), observa-se que o complexo carbonatítico C-1 apresenta diâmetro menor do que 2.0 km. Considerando que o espaçamento utilizado no levantamento gravimétrico terrestre sobre a região do domo alcalino foi de 1 km, e que o acesso a região do domo onde este complexo se encontra foi restrita, o levantamento não apresenta o detalhamento necessário para identificar precisamente o contraste de densidade deste complexos com o piroxenito. De fato, a parte sul do modelo

97 95 3D gerado não apresentou uma zona de baixa densidade, a qual seria esperada pelo contraste de densidade entre o maior complexo carbonatitico (C-1) e o piroxenito. Entretanto, na parte noroeste do modelo 3D, onde a malha gravimétrica apresenta uma maior densidade (Figura 32), foi possível obter a resposta gravimétrica associada ao complexo carbonatítico C-2 e o sinenito S associado, apesar destes possuírem um diâmetro menor do que C-1. O baixo gravimétrico associado a estas litologias está localizado entre as coordenadas N e N e obteve a profundidade de 1.0 km. O contraste de densidade observado entre o carbonatito e o piroxenito obtido pela inversão gravimétrica é de a g/cm 3. Considerando que os valores médios de densidade observados para o carbonatito e para a rocha encaixante são muito próximos, diferença de 0.04 g/cm 3, a resposta observada pelo modelo 3D para estas duas litologias não apresenta diferença (Figura 34).

98 96 8. COMPARAÇÃO ENTRE OS MODELOS 3-D MAGNÉTICOS E GRAVIMETRICOS Pela comparação dos modelos 3-D obtidos a partir da inversão dos dados magnéticos, nota-se que, aquele com valor de susceptibilidade mais próximo do esperado pela literatura, foi o gerado pelos dados de ACMA (Figura 24) apesar da diferença entre a susceptibilidade obtida pelos demais modelos ser relativamente pequena, da ordem de 0.03 (SI). As inversões dos dados de RTP (Figura 27) e ASVI (Figura 30 dados magnéticos) geraram corpos com comportamentos mais esféricos, apresentando pouca diferença entre as dimensões nos eixos x, y e z (Tabela 1). Esse formato fica evidente principalmente para a inversão dos dados do ASVI. As inversões dos dados gravimétricos (Figura 33) e dos dados de ACMA (magnéticos) geraram modelos com comportamento mais alongados do que o observado para as demais inversões. Tal característica aproxima esses modelos do comportamento observado para estruturas do tipo pipe (SMITH, 2008). Segundo Tavares et al. (2008) o contato entre a intrusão alcalina e a rocha encaixante é bem vertical e irregular. O comportamento em sub-superfície apresentado pelos modelos gerados pela inversão dos dados de gravimetria (Figura 33) e ACMA (Figura 23) são os que mais se aproximam com o observado por esses autores. Para uma melhor comparação entre os modelos magnéticos e o modelo gravimétrico, estes foram sobrepostos. Os resultados obtidos por essas sobreposições estão dispostos nas

99 97 figuras 35, 36 e 37. Os modelos expostos nessas figuras foram mantidos translúcidos para evidenciar a área de intersecção destes. Profundidade (m) Leste N Figura 35. Sobreposição do modelo 3-D gerado pelos dados de ACMA (vermelho) e gravimétrico (azul). A diferença média entre as profundidades apresentadas pelos modelos magnéticos (ACMA, RTP e ASVI) foi de 1.5 km, sendo o modelo mais superficial gerado pelos dados de ASVI e o mais profundo, pelo ACMA (Tabela 1). O modelo gerado pela inversão dos dados gravimétricos apresentou uma profundidade máxima de 16.5 km associada à intrusão alcalina. Logo, a diferença de profundidade média entre os modelos magnéticos e o gravimétrico é de aproximadamente 0.34 km.

100 98 Profundidade (m) Leste N Figura 36. Sobreposição do modelo 3-D gerado pelos dados de RTP (verde) e gravimétrico (azul). Profundidade (m) Leste N Figura 37. Sobreposição do modelo 3-D gerado pelos dados de ASVI (magenta) e gravimétrico (azul).