INVERSÃO TRIDIMENSIONAL DE DADOS GRAVIMÉTRICOS E MAGNÉTICOS DA PROVÍNCIA ALCALINA DE GOIÁS: INVESTIGANDO O CONTROLE TECTÔNICO

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1 Universidade de São Paulo Instituto de Astronomia, Geofísica e C. Atmosféricas Programa de Pós-Graduação do Departamento de Geofísica Alanna Costa Dutra INVERSÃO TRIDIMENSIONAL DE DADOS GRAVIMÉTRICOS E MAGNÉTICOS DA PROVÍNCIA ALCALINA DE GOIÁS: INVESTIGANDO O CONTROLE TECTÔNICO Orientador(a): Prof a. Dr a. Yára Regina Marangoni São Paulo 2011

2 Alanna Costa Dutra Inversão tridimensional de dados gravimétricos e magnéticos da Província Alcalina de Goiás: investigando o controle tectônico Tese apresentada ao Programa de Pós-graduação do Departamento de Geofísica da Universidade de São Paulo, como requisito parcial para a obtenção do título de Doutor em Ciências em Geofísica. Área de Concentração: Gravimetria e Geomagnetismo Orientador(a): Prof a. Dr a. Yára Regina Marangoni São Paulo 2011

3 AUTORIZO A REPRODUÇÃO E DIVULGAÇÃO TOTAL OU PARCIAL DESTE TRABALHO, POR QUALQUER MEIO CONVENCIONAL OU ELETRÔNICO, PARA FINS DE ESTUDO E PESQUISA, DESDE QUE CITADA A FONTE. FICHA CATALOGRÁFICA Dutra, A. C. CE540.4 Inversão tridimensional de dados gravimétricos e magnéticos da Província Alcalina de Goiás: investigando o controle tectônico/ Alanna Costa Dutra; Orientador(a): Prof a. Dr a. Yára Regina Marangoni. São Paulo, p. Tese de Doutorado Programa de Pós-graduação e Área de Concentração em Ciências em Geofísica Instituto de Astronomia, Geofísica e C. Atmosféricas da Universidade de São Paulo, I. Título.

4 Agradecimentos Goostaria de agradecer as pessoas maravilhosas que covivi nestes anos de desenvolvimento do trabalho de doutorado que me ajudaram e apoiaram nesse período. Agradeço a minha Orientadora Prof. a Yára Regina Marangoni pela amizade, confiança, paciência e orientação responsável durante todos os momentos do meu doutorado. Agradeço ao corpo doscente, técnico e administrativo do Programa de Pós-Graduação do Instituto de Astronomia, Geofísica e C. Atmosféricas (IAG) e a Universidade de São Paulo (USP) pela infra estrutura e pela oportunidade de realização deste trabalho. Em especial a técnica Daniele pelo apoio com as medidas no laboratório de Paleomagnetismo, as secretárias do departamento Teca e Virgínia pela atenção. Agradeço a Fundação de Amaparo a Pesquisa do Estado de São Paulo (FAPESP) pela bolsa de doutorado (2006/ ) e apoio financeiro (2007/ ) durante todo o desenvolvimento deste trabalho. Agradeço a Prof. a Leila Soares Marques pelo apoio e amizade. Ao Prof. Ricardo I. Trindade pelas valiosas instruções. A Dr a Liliane de Almeida pelo apoio no desenvolvimento do trabalho. Ao Antonio José R. Nardy pelas análises no Laboratório de Geoquímica (Unesp-Rio Claro). A Prof. a Tereza C. Junqueira-Brod (Universidade Federal de Goiás) pela colaboração durante o desenvolvimento deste trabalho. Agradeço a todos os amigos que foram alunos do IAG, pela companhia e discussões durante o período de permanencia neste instituto. Em especial gostaria de agradecer ao Eduardo, Danillo, Selma, Franklim, Lucieth, Alan, Manuelle, Marcelo Biachi, Marcelo Guarido, Gelvan, Alexandra e Daniele pelos momentos de descontração e diversão, e pelas discussões nos

5 momentos difíceis. Agradeço ao companheiro Wanderson pela convivência e por acreditar em mim. E por fim um agradecimento muito especial para as pessoas mais importantes da minha vida, a minha mãe, minha filha (Isis) e meu filho (Ítalo) por me ajudarem a tranformar o caos em oportunidade criativa, perdas em crescimento, fracassos em notáveis experiências, tendo a paciência de entender os momentos que passei e ainda assim continuarem incondicionalmente ao meu lado. Eu amo vocês.

6 Resumo Dutra, A. C., Inversão tridimensional de dados gravimétricos e magnéticos da Província Alcalina de Goiás: investigando o controle tectônico p. Tese Instituto de Astronomia, Geofísica e C. Atmosféricas, Universidade de São Paulo, São Paulo, Neste trabalho investigamos as fortes anomalias magnéticas e gravimétricas da Província Alcalina de Goías (PAGO). A PAGO é um magmatismo alcalino cretácico que ocorreu ao longo borda norte da Bacia do Paraná, Brasil. O extremo noroeste da PAGO é caracterizado por intrusões alcalinas máfica-ultramáficas. A parte central inclue associações sub-vulcânicas, enquanto que na parte sul ocorrem diques e diversos produtos vulcânicos. Os complexos alcalinos são caracterizados por uma série de pequenos corpos com forte sinal magnético e gravimétrico apresentando-se como anomalias quase circulares (8 afloramentos e 2 são inferidos a partir do sinal magnético) que variam de a 6000 nt e -10 a 40 mgal. Foi utilizado uma variação do método Euler para obter soluções de profundidade e geometria para as principais fontes mapeadas a partir dos dados anomalia magnética. Estas soluções demarcaram bem as bordas para cada fonte alcalina separadamente e ressaltam os lineamentos, limites de propriedade física e outras estruturas de cada anomalia. A maioria das soluções de profundidade são rasas, variando de<100 m a 600 m. As soluções rasas com índice estrutural igual a zero (contato) ou 1 (diques/sills) mapeam as bordas das intrusões alcalinas. As soluções mais profundas (800 m 1000 m e>1000 m) possuem índice estrutural igual a 2 ou 3 (cilindros ou esferas). Algumas soluções do tipo diques/sill (índice estrutural igual 1) foram encontradas em grandes lineamentos magnéticos, como o que ocorre ao norte de Santa Fé onde aparece uma estrutura alongada de direção NE-SW ( 20 km), e outra ao sul da anomalia com direção NW-SE e não temos evidencias de afloramento. Estes resultados indicam que essas feições podem estar recobertas por sedimentos a uma profundidade rasa, que não ultrapassa 400 m. Na anomalia de Montes Claros de Goiás também aparece lineamentos magnéticos com direção secundária NW-SE, com valores maiores para o índice estrutural (diques/sill) e profundidades chegando até 200 m. A anomalia Registro do Araguaia segue uma mesma faixa orientada na direção NE-SW. Nós realizamos inversão 3D tanto dos dados gravimétricos quanto dos dados magnéticos. A anomalia magnética de campo total das alcalinas da PAGO têm influência significativa da direção da magnetização remanescente, pois as rochas desta região apresentaram magnetização remanescente expressiva comparada à magnetização induzida. Para obter informação da direção da magnetização remanescente utilizou-se medidas de laboratório de amostras coletadas na PAGO, resultando em magnetização remanescente inclinação de -40,3 o e declinação de 1,8 o. Foi possível aplicar o filtros de redução ao pólo e realizar a inversão 3D dos dados magnéticos após a definição da direção da magnetização total que é a soma vetorial da magnetização induzida mais a remanescente. Essa soma resultou em valores de -39,0 o para a inclinação e de 1,0 o para a declinação. Os resultados da inversão mostram que a base das intrusões alcalinas alcança profundidades de 10 a 12 km, com exceção de Registro Araguaia que atinge profundidade de até 18 km. A distribuição de contraste de susceptibilidade magnética e densidade pontuam esferas como a geometria preferencial

7 para a maioria dos complexos alcalinos. As intrusões do norte do PAGO parecem seguir dois lineamentos NW-SE e NE-SW. As intrusões no limite norte são maiores e as que estão mais ao sul têm um tamanho pequeno e estão alinhados com o sistema de falhas e diques mapeados. No mapa de anomalia magnética podemos ver as orientações dominantes que se correlacionam fortemente com regimes extensionais que deram origem ao magmatismo alcalino. O cruzamento entre os lineamentos de direção NW-SE e NE-SW parece ser o local preferencial para o magmatismo alcalino do Cretáceo Superior. A localização dessas intrusões marca descontinuidades mecânicas e importantes zonas de fraqueza na crosta superior. Segundo os resultados da inversão 3D podemos interpretar essa distribuição de mineralogia magnética e de contraste de densidade como sendo câmaras magmáticas localizadas dentro da crosta superior, com uma forma esférica. Algumas delas foram erodidas e atualmente encontram-se expostas como complexos. Palavras-chave: intrusões alcalinas, anomalias gravimétricas e magnéticas, inversão 3D, magnetização remanescente

8 Abstract Dutra, A. C., Tridimensional inversion of gravity and magnetic data of Goiás Alkaline Province: investigating the tectonic control p. Tese Instituto de Astronomia, Geofísica e C. Atmosféricas, Universidade de São Paulo, São Paulo, In this work we investigated the strong magnetic anomalies of the Goiás Alkaline Province (GAP). The GAP is a Late Cretaceous alkaline magmatism set along the north border of the Paraná Basin, Brazil. The extreme northwest of the GAP is distinguished by the mafic-ultramafic alkaline complexes. The central GAP include subvolcanic associations while in the southern part occurs several dikes and volcanic products. These alkaline complexes are characterized by a series of small bodies with a strong aeromagnetic signal and gravimetric anomalies presenting as nearly circular (8 outcrops and 2 are inferred from the magnetic signal) ranging from to 6000 nt and -10 to 40 mgal. We used a variation of Euler method to obtain depth and geometry solutions for main mapped sources from the magnetic anomaly data. These solutions demarcated the edges of the alkaline intrusions for each source separately. Each anomaly has its border, limits of physical property and other structures clearly marked. Most depth solutions are shallow, ranging from<100 m to 600 m depth. The shallow structure has structural index zero (contact) or 1 (dykes/ sills) and marked the edges of alkaline intrusions. The deeper solutions (800 m m>1000 m) have structural index equal to 2 or 3 (cylinders or spheres). Some solutions such as dikes/sill (structural index equal to 1) were found in large magnetic lineaments, such as the one that occurs north of Santa Fé where it appears as NE-SW elongated structure ( 20 km), and another anomaly south of the NW-SE direction. These results indicate that these features may be covered by sediments at a shallow depth, which does not exceed 400 m. Montes Claros de Goiás magnetic anomaly has a lineament with a secondary NW-SE direction, with higher values for the structural index (dike/ sill) and depths reaching 200 m. The Registro do Araguaia anomaly follows the same NE-SW direction. We perform 3D inversion of gravity and magnetic data. The total field magnetic anomaly of GAP is significantly influenced by the direction of remnant magnetization, since the rocks of this region showed significant remnant magnetization compared to the induced magnetization. We used laboratory measurements of samples collected in GAP to abtain remnant magnatization direction, resulting in inclination of o and declination of 1.8 o. It was possible to apply reduce to the pole filter and perform a 3D inversion of magnetic data after setting the total magnetization direction, that is the sum vector of the induced more remnant magnetization. This amount resulted in values of o for the inclination and 1.0 o for the declination. The inversion results show that alkaline intrusions have base depths 10 to 12 km, except for registro do Araguaia which reaches depths of 18 km. According to the results of 3D inversion we can interpret the distribution of magnetic mineralogy and density contrast as magma chambers located within the upper crust, with a spherical shape. The intrusions of northern GAP follow two NW-SE and NE-SW trends: those at the northern boundary are larger and those at the south are small and aligned with the mapped faults system and dykes. On the magnetic anomaly map, we can see the dominant trends that correlate strongly with extensional regimes that gave rise

9 to alkaline magmatism. The location of these intrusions and major mechanical discontinuities mark weakness zones in the upper crust. Our results suggest that the geometry of the intrusion can be explained as magma chambers placed in the upper crust, some of them are eroded and now exposed as complex. Keywords:alkaline intrusions, gravity and magnetic anomaly, 3D inversion, remnant magnetization

10 Sumário Lista de Figuras Lista de Tabelas 1 Introdução 19 2 Contexto geológico e tectônico Província Alcalina de Goiás Geocronologia da PAGO Parâmetros físicos e químicos Análise dos componentes da magnetização Inversão 3D: considerações sobre a metodologia Inversão 3D dos dados gravimétricos e magnéticos Estimativa do modelo de referência Dados aeromagnéticos Transformações lineares dos dados magnéticos Filtros usados Gradiente horizontal total, amplitude e fase do sinal analítico Aplicação das técnicas para realçar as fontes magnéticas

11 4.3 Soluções de Euler combinadas com amplitude do sinal analítico Resultados da inversão 3D dos dados magnéticos Dados gravimétricos Anomalia Bouguer Separação regional-residual Inversão 3D dos dados gravimétricos Registro do Araguaia Conclusões 107 Referências Bibliográgicas 112 Anexo I 117 Resultados das análises de elementos maiores e traços Anexo II 118 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods

12 Lista de Figuras Figura Mapa simplificado da Província Tocantins, adaptado de Pimentel et al. (2000), Giustina (2007). Linha contínua preta representa a área de estudo. 24 Figura Mapa da Província Alcalina de Goiás com a posição e números das intrusões mapeadas e inferidas. Alguns diques importantes e a posição de coleta de amostras (marcadas por triângulos) também estão presentes. Modificado de Junqueira-Brod et al. (2002) Figura Medidas de susceptibilidade magnética versus densidade das amostras da PAGO Figura Diagrama TAS de classificação das rochas investigadas neste estudo. A linha contínua preta separa o campo dos basaltos subalcalinos dos alcalinos Cox, Bell & Punkhurst (1979). Os círculos vermelhos correspondem às rochas analizadas neste trabalho. Os círculos cinzas correspondem às rochas investigadas por Gibson et al. (1996). As cruzes cinzas correspondem às rochas investigadas em trabalhos anteriores Brod et al. (2005), Danni & Gaspar (1994), Junqueira-Brod (1998), Moraes (1984), Sgarb & Gaspar (2002)

13 Figura Diagramas de variação de (a) SiO 2, (b) CaO, (c) TiO 2, (d) Na 2 O, (e) Al 2 O 2, (f) K 2 O, (g) Fe 2 O 3 (t) e (h) P 2 O 5, em função de MgO (%) das rochas investigadas neste trabalho. Os círculos vermelhos correspondem aos basaltos investigados neste trabalho. Os círculos cinzas correspondem às rochas investigadas por Gibson et al. (1996). As cruzes cinzas correspondem às rochas investigadas em trabalhos anteriores Brod et al. (2005), Danni & Gaspar (1994), Junqueira-Brod (1998), Moraes (1984), Sgarb & Gaspar (2002) Figura Diagramas de variação de (a) Zr (µg/g), (b) La (µg/g), (c) Ni (µg/g), (d) Nb (µg/g), (e) Y (µg/g), (f) Ba (µg/g), (g)cr (µg/g) e (h) Sr (µg/g), em função de MgO (%) das rochas investigadas neste trabalho. Os círculos vermelhos correspondem aos basaltos investigados neste trabalho. Os círculos cinzas correspondem às rochas investigadas por Gibson et al. (1996). As cruzes cinzas correspondem às rochas investigadas em trabalhos anteriores Brod et al. (2005), Danni & Gaspar (1994), Junqueira-Brod (1998), Moraes (1984), Sgarb & Gaspar (2002) Figura Valores da intensidade da magnetização remanescente (MRN) versus magnetização induzida (MI) medidas em amostras coletadas na área. A linha preta representa onde o valor da razão de Konigsberger (Q) é igual a Figura Exemplos para espécimes de diques alcalinos da PAGO com componente da magnetização isolada. O diagrama de Zijderveld da desmagnetização de campo alternado ou térmica com as projeções ortogonais para cada espécime encontram-se ao lado. Amostras 06-D1 e 09a-A

14 Figura Exemplos para espécimes de diques alcalinos da PAGO com componente da magnetização isolada. O diagrama de Zijderveld da desmagnetização de campo alternado ou térmica com as projeções ortogonais para cada espécime encontram-se ao lado. Amostras 10-F1 e 10-G Figura Exemplos para espécimes de rochas plutônicas da PAGO com componente da magnetização isolada. O diagrama de Zijderveld da desmagnetização de campo alternado com as projeções ortogonais para cada espécime encontram-se ao lado. Amostras 01-C1, 04-H1 e 07-B Figura Exemplos para espécimes de rochas plutônicas da PAGO com componente da magnetização isolada. O diagrama de Zijderveld da desmagnetização térmica com as projeções ortogonais para cada espécime encontram-se ao lado. Amostras 03-B2, 04-D2 e 09b-E Figura Projeção estereográfica das direções médias que apresentam direções de magnetização. Os sítios 1, 3, 4, 6 e 7 são plutônicas e os sítios 9a, 9b e 10 são diques Figura Dicretização da subsuperfície com prismas. g(x i,y i,z i ) é a resposta em cada estação gravimétrica localizada ao centro da face superior do prisma da camada do topo Figura Anomalia magnética de campo total da PAGO com as principais intrusões enumeradas no mapa segunda a Figura Figura Primeira derivada da anomalia magnética de campo total: (a) na direção x; (b) na direção y; (c) na direção z. Os números indicam a localização das principais intrusões alcalinas da PAGO

15 Figura Anomalia magnética reduzida ao pólo com o valor da magnetização total obtido a partir da soma vetorial da magnetização induzida mais remanescente (I t = 39 o, D t = 1 o ). Os números indicam a localização das principais intrusões alcalinas da PAGO Figura Técnicas aplicadas aos dados magnéticos reduzidos ao pólo: (a) amplitude do sinal analítico; (b) fase do sinal analítico. As falhas sobrepõem o mapa de fase do sinal analítico junto com a localização das principais intrusões alcalinas da PAGO Figura Mapa de gradiente horizontal total (em cores) e fase do sinal analítico (em relevo) da anomalia magnética reduzida ao pólo. Os limites de cada intrusão alcalina aflorante da PAGO estão sobrepostos ao mapa junto com a localização das principais intrusões (números em branco) Figura Soluções de AN-Euler para as anomalias magnéticas da porção norte da PAGO: (a) profundidade do topo (m) e (b) índice estrutural das fontes. Linha vermelha indica os limites geológicos das intrusões aflorantes da PAGO Figura Soluções de AN-Euler com a profundidade do topo e índice estrutural das fontes: (a) Registro do Araguaia; (b) Santa Fé; (c) Montes Claros de Goiás; (d) Morro do Macaco; (e) Arenópolis. Linha vermelha indica os limites geológicos das intrusões aflorantes da PAGO Figura Modelo de distribuição de contraste de susceptibilidade magnética (S I) da área 1. Grade com espaçamento de 1x1x1 km nas direções x, y e z. 77 Figura Modelo de distribuição de contraste de susceptibilidade magnética (S I) da área 2. Grade com espaçamento de 1x1x1 km nas direções x, y e z.. 78 Figura Modelo de distribuição de contraste de susceptibilidade magnética (SI) da área 3. Grade com espaçamento de 1x1x1 km nas direções x, y e z.. 78

16 Figura Modelo de distribuição de contraste de susceptibilidade magnética (SI) da Área 4. Grade com espaçamento de 1x1x1 km nas direções x, y e z.. 79 Figura Modelo de distribuição de contraste de susceptibilidade magnética (SI) para os principais corpos da PAGO. Grade com espaçamento de 2x2x2 km nas direções x, y e z Figura Anomalia magnética medida (linha contínua vermelha) comparada com a anomalia magnética calculada (linha contínua preta) a partir da distribuição de contraste de susceptibilidade magnética obtida com a inversão para as áreas 1,2 3 e Figura Anomalia magnética medida (linha contínua vermelha) para região da PAGO comparada com a anomalia magnética calculada (linha contínua preta) a partir da distribuição de contraste de susceptibilidade magnética obtida com a inversão para toda a região Figura Mapa de anomalia Bouguer. Pontos pretos representam as localização das estações gravimétricas obtidas em várias campanhas. O mapa apresenta a localizaçao das cidades e as três regiões da PAGO. Os limites de cada intrusão alcalina aflorante da PAGO estão sobrepostos ao mapa junto com a localização das principais intrusões (números em preto).. 86 Figura Variância da anomalia Bouguer versus grau do polinômio obtido: (a) pelo método de mínimos quadrados; (b) pelo ajuste polinomial robusto. 88 Figura Mapa de anomalia Bouguer com os perfis AA, BB, CC e DD para escolha do campo regional Figura Perfis AA, BB, CC e DD para escolha do campo regional analisando os resultados obtidos pela regressão polinomial de grau 1 a Figura Perfis AA, BB, CC e DD para escolha do campo regional analisando os resultados obtidos pelo método robusto de grau 1 a

17 Figura Ajuste polinomial da anomalia Bouguer para a PAGO: (a) polinômio de grau 3 pelo método dos mínimos quadrados; (b) polinômio de grau 4 pelo método polinomial robusto (intervalo de contorno de 5 mgal) Figura Número de pontos extremos N versus altura da continuação H Figura Continuação para cima da anomalia Bouguer para a PAGO: (a) à altura de 35 km; (b) à altura de 40 km (intervalo de contorno de 2 mgal) Figura Variância versus grau do polinômio ajustado para anomalia Bouguer continuada a 35 km Figura Variância versus grau do polinômio ajustado para anomalia Bouguer continuada a 40 km Figura Ajuste polinomial de grau 4 da continuação para cima da anomalia Bouguer para a PAGO: (a) à altura de 35 km; (b) à altura de 40 km (intervalo de contorno de 2 mgal) Figura Mapa de anomalia Bouguer residual obtido pela subtração de uma superfície de grau 4 dos dados gravimétricos. delimitadas as áreas 1,2 e 3 usadas na inversão. Neste mapa estão Os limites de cada intrusão alcalina aflorante da PAGO estão sobrepostos ao mapa junto com a localização das principais intrusões (números em branco) Figura Modelo de distribuição de contraste de densidade (g/cm 3 ) da área Figura Modelo de distribuição de contraste de densidade (g/cm 3 ) da área Figura Modelo de distribuição de contraste de densidade (g/cm 3 ) da área Figura Anomalia gravimétrica medida (linha contínua vermelha) para região da PAGO comparada com a anomalia gravimétrica calculada (linha contínua preta) a partir da distribuição de contraste de densidade obtida com a inversão

18 Figura A anomalia Registro do Araguaia (n. 12) em destaque no mapa de anomalia Bouguer residual sobreposto: (a) ao mapa geológico simplificado mostrando os afloramento na região; (b) à anomalia magnética de campo total; (c) ao gradiente horizontal total da anomalia magnética reduzida ao pólo; (d) às soluções do método An-Euler para a profundidade do topo Figura Seções com (a) distribuição do contraste de susceptibilidade magnética χ min = 0,0 (SI) eχ max = 0,08 (SI) ) e (b) distribuição do contraste de densidade ( ρ min = 0,0 g/cm 3 e ρ max = 0,3 g/cm 3 ) obtidos da inversão 3D do perfil AB, da figura

19 Lista de Tabelas Tabela Direções médias por sítio. N = número de vetores, R = intensidade do vetor e k= parâmetro de precisão Tabela Parâmetros iniciais do modelo de referência para a inversão magnética 3D. 75 Tabela Parâmetros do modelo de referência para inversão 3D gravimétrica Tabela 1 - Resultados das análises de elementos maiores (%) e traços (ppm) para amostras representativas das alcalinas investigadas. As determinações foram realizadas por Espectrometria de Fluorescência de Raios-X, empregando amostras fundida em matriz de borato. Elementos traços foram analisadas em amostras prensadas

20 19 1 Introdução O magmatismo alcalino é caracterizado por uma gama de composições, que vão desde rochas félsicas a ultramáficas, incluindo alguns casos em que as rochas no mesmo complexo são extremamente diferentes, com a presença de rochas subsaturadas em sílica e sílica-saturadas. Muitas vezes os mecanismos de colocação dos volumes relativos de todo o complexo não são bem compreendidos. Estudos de gravimetria dos complexos alcalinos indicam que a geofísica pode ser útil para estabelecer os volumes relativos das rochas da suíte utilizando contrastes de densidade conhecido da literatura para o modelo das intrusões. A modelagem das anomalias gravimétricas ou sinal magnético de complexos alcalinos intrusivos foi realizada por diversos autores como: Bott & Tantrigoda (1987) no Complexo Intrusivo localizado em Mull no noroeste da Escócia; Dindi e Swain (1988) no Complexo Alcalino Jombo, que é parte de um grande complexo no Quênia; Arzamastsev et al. (2000), na Província Alcalina Kola no nordeste do Escudo da Escandinávia; Rugenski, Mantovani & Shukowsky (2001), modelaram o Complexo Alcalino de Pariquera-Açu localizado no sudeste do Brasil; e por Chandrasekhar et al. (2002) que estudou plugs vulcânicos associados à Província Vulcânica Deccan em Saurashtra, Índia. Estes complexos apresentam fortes anomalias gravimétricas e magnéticas. A anomalia Bouguer para cada intrusão é semi-circular ou circular. As principais anomalias magnéticas são semelhantes a dipolos magnéticos. As medidas de densidade variam de 2,8 a 3,4 g/cm 3 e susceptibilidade magnética de 0,02-,05 SI, com forte magnetização remanescente (ARZAMASTSEV et al., 2000; CHANDRASEKHAR et al., 2002). Dutra & Marangoni (2009) obtiveram medidas de densidade de 2,6 a 3,1 g/cm 3 e suscetibilidade magnética de 0,01 a 0,06

21 1 Introdução 20 SI para o afloramento de rochas frescas na Província Alcalina de Goiás. As rochas dessa região também apresentaram uma forte magnetização remanescente com uma relação de Königsberger, Q, de 3,0 a 65,0, baseados em medidas de laboratório. Os vários estudos em províncias alcalinas usam formas geométricas que lembram troncos de cone ou cilindros em modelos direto 2.5D ou 3D para dados gravimétricos contraste de densidade (BOTT; TANTRIGODA, 1987; CHANDRASEKHAR et al., 2002). As profundidades das intrusões nas obras citadas acima, variam de 6 km, com contraste de densidade de 0,4 g/cm 3 a 12 km com menor densidade contrastes (0,3 g/cm 3 ). Dutra & Marangoni (2009) obtiveram um modelo para duas intrusões alcalinas da Província Alcalina de Goiás (PAGO): Morro do Engenho (ME) e um corpo recoberto, A2, com inversão dos dados magnéticos e gravimétricos para estimar a densidade e susceptibilidade magnética em profundidade. ME e A2 alcançaram uma profundidade máxima de 10 km, e a distribuição do contraste de densidade mostra uma orientação NE-SW preferencialpara o complexo intrusivo ME. Como a magnetização remanescente é muito importante na área, eles inverteram os dados magnéticos, considerando dois cenários: apenas um campo induzido e um campo de indução mais magnetizações remanescentes. Os resultados da inversão usando somente o campo induzido não poderiam explicar o campo magnético observado, que é cerca de nt maior do que o calculado. A combinação do campo induzido mais remanescente representa melhor as observações. Neste trabalho, voltamos ao norte da PAGO para determinar as estruturas em subsuperfície dos complexos alcalinos. Neste estudo, foi realizada apenas inversões 3D dos dados gravimétricos e dos dados magnéticos. Foram utilizados dados magnéticos de aerolevantamento com alta resolução, para obter informações geométricas sobre a fonte, tais como bordas, índice estrutural e profundidade. As bordas foram obtidas a partir do gradiente horizontal e mapas de amplitude do sinal analítico. As profundidades e índices estruturais foram obtidos a partir da combinação da deconvolução de Euler com o sinal analítico aplicado às anomalias de campo total reduzido ao pólo, utilizando a direção conhecida do campo induzido mais o

22 1 Introdução 21 campo remanescente. Estas informações são parte do modelo inicial para a inversão de dados gravimétricos e magnéticos. A inversão de dados magnéticos pode ser restringida pela necessidade da definição da direção da magnetização total que é a soma vetorial da magnetização induzida mais a remanescente. A presença de forte magnetização remanescente pode provocar várias mudanças quanto a interpretação quantitativa dos dados magnéticos e tem uma influência significativa na forma da anomalia magnética de campo total. Tais efeitos foram estudados por Books (1962), Roest & Pilkington (1993), entre outros. Os problemas aparecem quando de fato a direção da magnetização total é desconhecida e significativamente diferente daquela do campo indutor atual. A inversão dos dados magnéticos dessa região foi realizada considerando a direção da magnetização remanescente, pois as intrusões alcalinas da porção norte da PAGO apresentam magnetização remanescente maior do que a magnetização induzida, sendo que a direção da magnetização remanescente é diferente do campo induzido para a região de estudo (DUTRA; MARANGONI, 2009). Foi determinada a inclinação (I R ) e a declinação (D R ) remanescente em laboratório e utilizada a soma vetorial das magnetizações induzida e remanescente como informação à priori. Este procedimento é pouco utilizado em inversão de dados magnéticos. Na inversão dos dados magnéticos utilizamos os resultados das medidas de susceptibilidade magnética e da direção da magnetização total. Os modelos obtidos indicam a estrutura desses corpos em profundidade e ajudam na compreensão dos modelos para o alojamento na crosta continental. Para classificar as amostras coletadas em campos foram utilizadas informações geoquímicas de elementos maiores e traços. Para descrever como as intrusões alcalinas da PAGO se encontram na crosta precisamos localizar e delimitar um ou mais corpos anômalos rasos ou profundos e com geometria complexa no interior de uma área circunscrita, através de medidas gravimétricas e magnéticas feitas na superfície ou acima dela. Buscamos relacionar os sinais gravimétrico e magnético destas feições com observações na superficie continental. O aspecto que melhor contribui para

23 1 Introdução 22 descrever este contexto é a determinação do volume das fontes em diferentes locais de colocação e a estrutura da crosta encaixante. Presume-se que a forma do corpo possa ser recuperada com boa precisão através de um modelo interpretativo que considera o contraste de densidade ou susceptibilidade magnética constante dentro de células retangulares justapostas e que o corpo seja homogêneo. O contraste de densidade ou susceptibilidade magnética entre o corpo e a rocha encaixante deve ser conhecido. O objetivo do trabalho é determinar um modelo para as fontes magnéticas e gravimétricas, para com isto inferir processos de alojamento.

24 23 2 Contexto geológico e tectˆonico As bordas da Bacia do Paraná são caracterizadas pela presença de intrusões alcalinas com vários tamanhos e diferentes composições. Na borda norte, dentro do Estado de Goiás, encontra-se duas províncias alcalinas: 1) Província Alcalina de Goiás, no sudoeste, e 2) Província do Alto Paranaíba mais a leste onde ocorre a alcalina de Catalão em Goiás e outras ocorrências no Estado de Minas Gerais. A Província Alcalina de Goiás (PAGO) está localizada no norte da Bacia do Paraná ao longo da Faixa Brasília, com alguns de seus principais complexos concentrados na parte sul do Arco Magmático de Goiás. As alcalinas da PAGO apresentam direção preferencial NW-SE, ocupando uma seção de cerca 250 x 70 km. A Faixa Brasília ocupa a porção leste da Província Tocantins e é uma importante feição tectônica formada por diversas unidades de rochas metassedimentares depositadas e deformadas na borda oeste do Cráton do São Francisco. A Província Tocantins é um grande sistema orogênico formado durante a aglutinação dos crátons Amazônico, São Francisco e do Bloco Paranapanema no Neoproterozóico (PIMENTEL et al., 2000). O mapa geológico simplificado da Província Tocantins está na figura 2.1. O Arco Magmático de Goiás de idade Neo Proterozóica constitue a unidade geotectônica que está colocada no centro oeste brasileiro, entre a Faixa Brasília e a Faixa Paraguai-Araguaia. A maior parte do Arco Magmático de Goiás é representado por rochas metaplutônicas dioríticas e graníticas. Elas estão expostas entre estreitas faixas de rochas metavulcânicas e metassedimentares típicas de arco de ilhas, com direções regionais estruturais entre NNE-SSW e NNW-SSE (PIMENTEL; FUCK; FISCHEL, 1996, 1999; PIMENTEL et al., 2000).

25 2 Contexto geológico e tectônico 24 Figura 2.1 Mapa simplificado da Província Tocantins, adaptado de Pimentel et al. (2000), Giustina (2007). Linha contínua preta representa a área de estudo. A história evolutiva da Faixa Brasília inicia-se com a fragmentação do Rodínia e a abertura do Oceano Brasiliano por voltade 1,0 Ga, que resultou na dispersão de massas continentais e na formação de depósitos sedimentares ao longo dos paleocontinentes. Ao mesmo tempo já ocorriam as primeiras manifestações de magmatismo em arco intracratônico. Os processos convergentes iniciaram por volta de 930 Ma, registrado por tonalitos de assinatura juvenil expostos no Arco Magmático de Mara Rosa. Com a continuação dos processos convergentes tem-se a acresção da porção meridional do Arco Magmático de Goiás à porção sudoeste do Cráton do São Francisco, por volta de 760 Ma, que está representado por magmatismo colisional félsico peraluminoso intrusivo no Grupo Araxá e o fechamento final do Oceano Brasiliano ocorrendo entre Ma segundo Pimentel et al. (2000).

26 2.1 Província Alcalina de Goiás 25 Rodrigues, Gioia & Pimentel (1999) descrevem as unidades geológicas pré-cambrianas expostas nas vizinhanças da PAGO como seqüências vulcanossedimentares, ortognaisses/ granitos, intrusões gabro-dioríticas e graníticas pós tectônicas. Os ortognaisses correspondem predominantemente a granitos e granodioritos cálcio-alcalino de alto potássio, com fácies tonalíticas muito restritas. No extremo noroeste e norte da PAGO os maciços alcalinos cortam a Formação Furnas. Esta unidade da Bacia do Paraná é constituída de arenitos grosseiros e mal selecionados, sendo considerada de idade devoniana. A colocação das intrusões da PAGO está condicionada tanto à evolução tectônica de bordas da Bacia do Paraná quanto aos longos sistemas de falhas Pré Cambriano/Fanerozóico. Possivelmente o mecanismo de deslocamento da placa no Mesozóico teria reativado zonas de fraqueza crustal, originando ou reabrindo fraturas, provocando soerguimento e conseqüente fraturamento tracional, que teria resultado na geração de magmas e ascensão às zonas superficiais da crosta, facilitando o acesso e ainstalação do magmatismo alcalino. 2.1 Província Alcalina de Goiás As intrusões da PAGO caracterizam-se por possuir vários complexos alcalinos máficos, numerosos diques e produtos vulcânicos locais. Três principais formas de intrusão são comumente encontradas na área estudada: diques, plugs e sills que se apresentam em arranjos lineares dispostos paralelamente à costa da borda erosiva da Bacia do Paraná ou fazendo ângulos variados em relação a essa borda (DANNI; GASPAR, 1994). O mapa geológico simplificado da PAGO está na figura 2.2. Foi observado por Junqueira-Brod et al. (2005a) que do norte ao sul da PAGO existe uma considerável mudança de nível estratigráfico em que as rochas alcalinas estão expostas. Corpos plutônicos no norte da PAGO, próximo à cidade de Iporá, intrudem no contato entre o embasamento Pré-Cambriano e a cobertura Fanerozóica de sedimentos da Bacia do Paraná, geralmente em contato direto com rochas graníticas e limitadas no topo por rochas sedimentares do Devoniano da Formação Furnas.

27 2.1 Província Alcalina de Goiás 26 Para Junqueira-Brod et al. (2005b) a discordância de rochas sedimentares do Pré-Cambriano/Fanerozóico foi o local mais provável para o estabelecimento de câmaras magmáticas. Uma das evidências para apoiar esta hipótese é a ocorrência de complexos plutônicos no norte da PAGO que podem ser os equivalentes de intrusões localizadas na mesma interface em profundidade nas porções central e sul. Assim, as câmaras magmáticas que alimentaram os corpos vulcânicos e subvulcânicos na parte central e sul da PAGO estariam embaixo da pilha de sedimentos. As intrusões alcalinas alojaram-se em sistemas de longas falhas subverticais, que às vezes se reconhecem como riftes ou sistemas escalonados. O sítio das intrusões pode ter sido determinado por cruzamento de sistema de falhas, como na PAGO, onde predominam direções estruturais NW-SE. De acordo com Danni & Gaspar (1994) as rochas alcalinas são intrusivas no norte (Morro do Engenho, Santa Fé, Montes Claros de Goiás, Morro Preto, Arenópolis, Buriti, Córrego dos Bois e Morro do Macaco); subvulcânicas e vulcânicas na parte central e sul (Amorinópolis, Águas Emendadas e Santo Antônio da Barra). Entre os tipos intrusivos existem peridotitos, piroxenitos, dunitos, teralitos de gabros, nefelina sienitos, carbonatitos, diques lamprófiros e sills, enquanto que entre as rochas vulcânicas são encontradas traquiandesitos, basaltos álcalinos e clinopiroxenitos. Kamafugitos ocorrem como lavas e rochas piroclásticas, com fácies subvulcânicas em Santo Antônio da Barra. Brod et al. (2005) traz uma descriçao de todos os complexos alcalinos da PAGO. No limite extremo noroeste da PAGO está localizado o Complexo Morro do Engenho (1 na Figura 2.2). Esta intrusão é formada na parte central por um corpo de dunito cercado por clinopiroxenitos e peridotitos, e por gabros alcalinos e nefelinas sienitos nas bordas. O complexo tem aproximadamente 5 km em diâmetro e intrude na Formação Furnas da Bacia do Paraná (PENA, 1974). O Complexo Alcalino de Santa Fé (n. 2) é uma intrusão elipsoidal, medindo aproximadamente 9,5 km ao longo do eixo N-S e 6,5 km na direção perpendicular. Este complexo consiste de dunito no centro e clinopiroxenitos, peridotitos, gabros alcalinos e sienitos

28 2.1 Província Alcalina de Goiás 27 Figura 2.2 Mapa da Província Alcalina de Goiás com a posição e números das intrusões mapeadas e inferidas. Alguns diques importantes e a posição de coleta de amostras (marcadas por triângulos) também estão presentes. Modificado de Junqueira-Brod et al. (2002).

29 2.1 Província Alcalina de Goiás 28 nas bordas. Diques de lamprófilos e fonólitos também ocorrem na área do complexo. O Complexo Montes Claros (n. 3) está localizado próximo à cidade de Montes Claros de Goiás. Esta intrusão de 50 km 2 intrude nas rochas sedimentares da Formação Furnas e consiste de dunitos e piroxenitos subordinados, gabros alcalinos e nefelina sienitos. Existem duas intrusões zonadas concentricamente próximo à cidade de Iporá. O Complexo Córrego dos Bois é composto por dois domos, cobrindo uma área de aproximadamente 33 km 2. Os domos são formados principalmente por dunitos na parte central, cercado por wehrlitos, piroxenitos de olivina e websteritos. Tanto para o norte quanto para o sul são encontrados anéis de gabro olivina alcalino, teralito e essexito e diques de sienito. O Complexo Morro do Macaco consiste de quatro domos compostos do centro à borda, de dunitos, wehrlitos, piroxenitos e clinopiroxenitos de olivina. Sienitos são encontrados a oeste dos domos. O Complexo Fazenda Buriti (n. 7) está localizado 15 km a NW de Iporá, ocupando aproximadamente 35 km 2. As rochas intrusivas são clinopiroxenitos de olivina, melagabros, essexitos, sienogabros e sienitos. O Complexo Arenópolis está localizado a oeste do principal agrupamento de complexos da PAGO norte e consiste de uma intrusão elíptica alongada na direção N-S cobrindo uma área de 12 km 2. Os principais tipos de rochas encontrados são gabros alcalinos, com nefelina sienitos subordinados e mais raramente clinopiroxenitos. Intrusões subvulcânicas de picritos alcalinos ocorrem como diques, sills e plugs, comumente encontradas na PAGO, especialmente na região de Iporá. Uma associação subvulcânica ocorre próximo à fazenda Bebedouro e 10 km ao sul da cidade de Amorinópolis. Outra importante associação subvulcânica ocorre na região de Águas Emendadas (n. 10), entre as cidades de Amorinópolis e Montividiu. É composta de diques, plugs, eventos vulcânicos e depósitos piroclásticos, alojados na Formação Aquidauana e recobertos pelo Grupo Bauru. No extremo sul da província encontram-se as rochas vulcânicas da região de Santo Antônio da Barra (n. 11) consistindo de lavas de depósitos piroclásticos. Trabalhos de geofísica com ênfase em tomografia sísmica e altura geoidal evidenciaram possíveis ligações entre anomalias e a presença das suítes alcalinas. Molina & Ussami (1999)

30 2.1 Província Alcalina de Goiás 29 ao estudarem o geóide no SE do Brasil determinaram uma anomalia positiva no sul do Cráton do São Francisco entrando mar adentro, sendo que o limite oeste dessa anomalia engloba a Província do Alto Paranaíba. Segundo esses autores, essa anomalia poderia estar relacionada à presença de anomalias de densidade causadas por temperaturas mais elevadas na região. Estudos de tomografia sísmica do sudoeste e centro oeste do Brasil também detectaram velocidade mais baixas sob a Província do Alto Paranaíba (MG) e Província Alcalina de Goiás (PAGO). Uma das explicações para as velocidades mais baixas é a diminuição de densidade do material, que pode ser conseqüência de um aumento na temperatura. Segundo o trabalho de Assumpção et al. (2004) existe uma forte correlação entre a posição dessas anomalias no manto superior e a localização dos afloramentos das alcalinas das províncias Alto Parnaíba e Goiás Geocronologia da PAGO Revisões sobre a mineralogia, petrologia e idade das ocorrências de intrusões alcalinas no Brasil encontram-se em Ulbrich & Gomes (1981), Gomes, Ruberti & Morbidelli (1990), Morbidelli et al. (1995). Segundo essas publicações, os intervalos de idades das alcalinas no sul do Brasil distribuem-se em três grupos. Um grupo mais antigo, com idade da ordem de 130 Ma, concentradas na faixa Ribeira (a leste da Bacia do Paraná) e Paraguai, outro grupo com duas ocorrências e idades entre 110 e 100 Ma; e um terceiro grupo mais numeroso, com ocorrências espalhadas ao longo de várias províncias e com idade entre Ma. As rochas alcalinas da PAGO já foram estudas por diversos métodos de geocronologia e caracterização geoquímica. Danni & Gaspar (1994) obtiveram idades entre Ma para algumas rochas alcalinas de Iporá através do método K-Ar em rocha-total. As idades obtidas nestes estudos estão de acordo com o pico de atividade magmática de 80 Ma proposto por Ulbrich & Gomes (1981). Sgarbi, Heaman & Gaspar (2004) obtiveram idades U-Pb entre 88,3-89,6 Ma para algumas amostras de kamafugitos de Santo Antônio da Barra. Os resultados U-Pb foram obtidos em perovskita de kamafugitos de Mata da Corda e Santo Antônio da Barra. Os cristais de

31 2.2 Parâmetros físicos e químicos 30 peroviskita foram separados a partir de rochas como mafuritos, uganditos, piroxenitos, bem como de mafuritos melititos de Santo Antônio da Barra. Eles afirmam que as idades das amostras de perovskita ficam entre Ma. Os autores afirmam que estes resultados fornecem uma primeira evidência de que um magmatismo alcalino máfico estaria relacionado à rota das plumas mantélicas. Outras idades encontradas na literatura datam rochas kamafugíticas em aproximadamente 80 Ma (HASUI; CORDANI, 1968), um pouco mais jovem do que idades obtidas por K-Ar em flogopita (83-89 Ma, Gibson et al. (1995)) e semelhantes às de lavas e intrusões da província Alto Paranaíba (BIZZI et al., 1995). A maioria dessas informações se concentra na parte sul da PAGO, sendo que nenhuma das citações acima faz referência às idades dos complexos localizados no norte desta província. As ocorrências de rochas alcalinas da PAGO apresentam idades entre 90 e 75 Ma obtidas pelo método K-Ar, dados estes compilados por Morbidelli et al. (1995) usando os dados de Ulbrich & Gomes (1981) para as alcalinas de Iporá, Santa Fé, Montes Claros de Goiás e Santo Antônio da Barra. Gibson et al. (1995) avaliou as datações na província pelo mesmo método e sugere o intervalo de Ma. A PAGO foi uma área especialmente ativa durante o Cretáceo Superior, sendo afetada por um importante evento de magmatismo alcalino. Almeida (1983) enfatiza a importância da tectônica regional no controle da colocação desses corpos, tendo facilitado o acesso e a instalação do magmatismo alcalino. 2.2 Parˆametros físicos e químicos Para descrever como essas intrusões se encontram na crosta foram utilizados os sinais gravimétrico e magnético e buscou-se relacioná-los com as observações na superfície continental. As anomalias gravimétricas e magnéticas dos complexos foram utilizadas para se obter

32 2.2 Parâmetros físicos e químicos 31 modelos de distribuição de densidade e de susceptibilidade magnética em subsuperfície. Os parâmetros físicos medidos nas amostras coletadas nos principais complexos da porção norte da PAGO e em algumas associações subvulcânicas da porção central foram usados como referência nos modelos. A localização das amostras coletadas (triângulos) estão dispostas na Figura 2.2. As medidas de densidade e susceptibilidade magnética são mostrados Figura 2.3. Nota-se que, em algumas amostras, mesmo as alteradas (01, 04 e 09A), as propriedades magnéticas estão bem preservadas, em função do alto conteúdo de óxidos de ferro e magnésio, identificado através de análises geoquímicas. O valor médio de densidade obtido foi de 2,65 g/cm 3 (2,2-3,2 g/cm 3 ) e o de susceptibilidade magnética foi de 0,06 SI (0,001-0,109 SI). Figura 2.3 Medidas de susceptibilidade magnética versus densidade das amostras da PAGO. O diagrama TAS, de sílica versus álcalis [SiO 2 versus (Na 2 O+K 2 O)], proposto pela Subcomissão de Sistemática de Rochas Ígneas foi utilizado para a classificação das amostras (Figura 2.4) e identificação da série magmática. As determinações dos conteúdos de elementos maiores, menores e alguns traços (Cr, Ni, Ba, Rb, Sr, La, Ce, Zr, Y, Nb, Cu, Zn) foram efetuadas através da técnica de Espectrometria de Fluorescência de Raios-X, empregando, ou amostras fundidas em matriz de borato (para

33 2.2 Parâmetros físicos e químicos 32 elementos maiores e menores), ou amostras presandas (para elementos traço). Vale ressaltar que os óxidos de elementos maiores e menores foram normalizados a 100%, eliminando-se o valor de perda ao fogo (LOI). Nota-se que a maior parte das rochas estudadas situa-se no campo das rochas alcalinas (Figura 2.4). As análises químicas mostram amostras com natureza: (1) ultrabásica-alcalina, com composição de 41%<SiO 2 < 44%, e são classificadas como gabros e ijolitos; (2) básicas, com conteúdo de sílica variando entre 45%<SiO 2 < 52%, sendo representadas por gabros e sieno-diorito; (3) intermediárias, com 53%<SiO 2 < 57%, são constituídas por granito alcalino e granodiorito. Figura 2.4 Diagrama TAS de classificação das rochas investigadas neste estudo. A linha contínua preta separa o campo dos basaltos subalcalinos dos alcalinos Cox, Bell & Punkhurst (1979). Os círculos vermelhos correspondem às rochas analizadas neste trabalho. Os círculos cinzas correspondem às rochas investigadas por Gibson et al. (1996). As cruzes cinzas correspondem às rochas investigadas em trabalhos anteriores Brod et al. (2005), Danni&Gaspar (1994), Junqueira-Brod (1998), Moraes (1984), Sgarb&Gaspar (2002). As amostras básicas e ultrabásicas têm valores tipicamente altos de CaO (7,14-16,30 wt. %) e TiO 2 (3,43 4,70 wt. %) em relação às amostras intermediárias. Algumas das amostras

34 2.2 Parâmetros físicos e químicos 33 possuem conteúdo de MgO acima de 10%, correspondendo a aproximadamente 40% das rochas analisadas, evidenciando, desta forma, o caráter mais primitivo dessa suíte magmática. Nos diagramas das Figuras 2.5 e 2.6 estão dispostos as composições químicas dos elementos maiores, menores e traços em função do conteúdo de MgO. Quando o conteúdo de MgO é utilizado como índice de fracionamento magmático, claras tendências podem ser observadas no comportamento dos outros óxidos de elementos maiores e menores. De uma forma geral, nota-se que à medida que o grau de evolução aumenta, isto é, com a diminuição de MgO, há um aumento nas concentrações de SiO 2, CaO, TiO 2, Na 2 O, Al 2 O 3 e P 2 O 5. De forma mais detalhada, observa-se um aumento nos conteúdo dos óxidos de CaO, TiO 2, Fe 2 O 3 (mais dispersos) e P 2 O 5 (mais dispersos) quando a concentração de MgO varia entre 25% e 12%, seguido de decréscimo (inflexão) com o aumento do grau de diferenciação (MgO 12). Nota-se ainda que os óxidos de SiO 2, NaO 2 K 2 O pouco varia quando a concentração de MgO se situa entre 25% e 12%, seguido por um acréscimo acentuado com o aumento do grau de diferenciação. Com relação aos elementos traço, os diagramas da Figura 2.5 mostram que as rochas apresentam altas concentrações em Ni (> 100 µg/g) e Cr (> 1000 µg/g). Em linhas gerais, verifica-se que à medida que o conteúdo de magnésio diminui, as concentrações dos elementos traço compatíveis (Ni e Cr) decrescem de forma acentuada. Em contraste, as variações de elementos traço incompatíveis, tais como Zr, La, Nb e Ba, mostram leves enriquecimentos à medida que o grau de evolução aumenta (Figura 2.6 ). Cabe salientar que as concentrações de elementos maiores, menores, e principalmente dos traços, estão muito dispostos de forma muito dispersada nos diagramas de variação, o que dificulta interpretações acerca evolução magmática dessa suíte de rochas. Todas as amostras investigadas possuem elevadas concentrações de elementos de natureza litófila, como por exemplo, Zr (entre µg/g), Sr (entre µg/g),Ba (entre µg/g).

35 2.2 Parâmetros físicos e químicos SiO 2 20 (a) TiO (c) 2 Na 2 O (b) CaO (d) Al 2 O 3 (e) 10 8 K 2 O (f) Fe 2 O 3 (t) (g) P 2 O 5 (h) MgO MgO Figura 2.5 Diagramas de variação de (a) SiO 2, (b) CaO, (c) TiO 2, (d) Na 2 O, (e) Al 2 O 2, (f) K 2 O, (g) Fe 2 O 3 (t) e (h) P 2 O 5, em função de MgO (%) das rochas investigadas neste trabalho. Os círculos vermelhos correspondem aos basaltos investigados neste trabalho. Os círculos cinzas correspondem às rochas investigadas por Gibson et al. (1996). As cruzes cinzas correspondem às rochas investigadas em trabalhos anteriores Brod et al. (2005), Danni&Gaspar (1994), Junqueira-Brod (1998), Moraes (1984), Sgarb&Gaspar (2002).

36 2.2 Parâmetros físicos e químicos Zr (a) 200 La (b) Ni (c) 2000 Nb (d) Y (e) Ba (f) Cr (g) Sr (h) MgO MgO Figura 2.6 Diagramas de variação de (a) Zr (µg/g), (b) La (µg/g), (c) Ni (µg/g), (d) Nb (µg/g), (e) Y (µg/g), (f) Ba (µg/g), (g)cr (µg/g) e (h) Sr (µg/g), em função de MgO (%) das rochas investigadas neste trabalho. Os círculos vermelhos correspondem aos basaltos investigados neste trabalho. Os círculos cinzas correspondem às rochas investigadas por Gibson et al. (1996). As cruzes cinzas correspondem às rochas investigadas em trabalhos anteriores Brod et al. (2005), Danni&Gaspar (1994), Junqueira-Brod (1998), Moraes (1984), Sgarb&Gaspar (2002).

37 2.3 Análise dos componentes da magnetização Análise dos componentes da magnetização A anomalia magnética de campo total das alcalinas da PAGO têm influência significativa da direção da magnetização remanescente, pois as rochas desta região apresentaram magnetização remanescente (M R ) expressiva comparada à magnetização induzida (M I ) como mostra a Figura 2.7. Para obter informação da direção da magnetização remanescente utilizou-se amostras coletadas de forma orientada, em diferentes intrusões da PAGO marcadas na Figura 2.2. No laboratório as amostras foram cortadas em cilindros de 22 x 25 mm e submetida a desmagnetização térmica e por campo alternado ao longo de 14 a 24 passos progressivos. Um total de 68 espécimes foram analizados. A Magnetização Remanescente Natural (MRN) nestes espécimes variou de 10 1 a 21 A/m, com valor médio de 4,3 A/m. Figura 2.7 Valores da intensidade da magnetização remanescente (MRN) versus magnetização induzida (MI) medidas em amostras coletadas na área. A linha preta representa onde o valor da razão de Konigsberger (Q) é igual a 1. A coleta das amostras paleomagnéticas foi realizada com uma perfuratriz portátil movida à gasolina e refrigerada a água, com broca diamantada para testemunhos cilíndricos de 25 mm de diâmetro. Para a determinação dos ângulos D R e I R é necessário coletar amostras orientadas no

38 2.3 Análise dos componentes da magnetização 37 campo, para relacionar os ângulos medidos em laboratório com os ângulos no referencial Terra. Para isso utiliza-se um sistema de orientação dotado de um nível e uma bússola, a partir dos quais se obtém o azimute (magnético) e o ângulo de mergulho. A magnetização volumétrica das amostras é obtida em um magnetômetro com a declinação e inclinação magnéticas sendo medidas no referencial da amostra. Depois é necessário converter estes valores do referencial da amostra para o referencial geográfico local. Ao medir num laboratório a MRN das rochas pode-se integrar várias componentes dessa história magnética: a magnetização primária, que é a MRN adquirida no processo de formação da rocha, e as magnetizações secundárias adquiridas subsequentemente. Dois processos de eliminação das magnetizações secundárias foram aplicados: (a) o primeiro consistiu na aplicação de campos magnéticos alternados, onde o ciclo de campo magnético alternado se inicia com intensidade máxima de campo magnético indutor e termina em zero, medindo-se a magnetização restante com um magnetômetro rotativo; (b) o segundo processo foi a partir da desmagnetização térmica, onde se invastiga o espectro das temperaturas de bloqueio medindo a magnetização em função da temperatura através do aquecimento da amostra em temperaturas monotonamente crescentes, resfriando cada fase em ambiente de campo nulo e medindo-se a magnetização. Exemplos de espécimes de diques alcalinos ou rochas plutônicas da PAGO podem ser vistos nas Figuras 2.8 a 2.11, com a componente da magnetização isolada e o diagrama de Zijderveld da desmagnetização de campo alternado ou térmica com as projeções ortogonais para cada espécime. Nas amostras do sítio 03 não foi possível isolar completamente esta componente da magnetização pelo método de desmagnetização por campos alternados. Numa etapa posterior utilizamos o método de desmagnetização térmica em amostras deste sítio e também para algumas amostras de cada sítio. No caso de campos alternados, ao aplicar um campo magnético alternado de intensidade máxima H a um espécime, os momentos magnéticos dos grãos com coercividade menor ou igual a H irão se orientar na direção do campo aplicado. Diminuindo a zero a intensidade do campo

39 2.3 Análise dos componentes da magnetização 38 (a) GEO (Wulf) N 06-D1 NUp MRN 30 mt 18 mt 9 mt MRN W E W W E E Down Up S S Down Horizontal Vertical Unit= 2.01e+00 A/m (b) GEO (Wulf) N 09a-A1 NUp W MRN MRN E W W 18 mt 30 mt 9 mt E E Down Up S MRN Horizontal Vertical SDown Unit= 1.26e+00 A/m Figura 2.8 Exemplos para espécimes de diques alcalinos da PAGO com componente da magnetização isolada. O diagrama de Zijderveld da desmagnetização de campo alternado ou térmica com as projeções ortogonais para cada espécime encontram-se ao lado. Amostras 06-D1 e 09a-A1. aplicado, em ambiente de campo magnético nulo, os momentos magnéticos irão se orientar aleatoriamente e a magnetização resultante destes grãos será nula. Quanto maior a coercividade do mineral maior deve ser o campo magnético alternado aplicado para desmagnetizá-lo (TAUXE, 2002). Já para o processo de desmagnetização térmica as amostras são aquecidas a certa temperatura em ambiente de campo nulo. Temos um espectro das temperaturas de bloqueio que possui componentes discretas (com grande estabilidade, e que se mantêm até a temperatura

40 2.3 Análise dos componentes da magnetização 39 (a) GEO (Wulf) N 10-F1 NUp MRN W MRN E W W 9 mt 18 mt 30 mt E E Down Up S S Down Horizontal Vertical Unit= 392.e-03 A/m (b) GEO (Wulf) N 10-G2 NUp MRN 200 º C 400 ºC W MRN E W W 580 ºC E E Down Up S S Down Horizontal Vertical Unit= 468.e-03 A/m Figura 2.9 Exemplos para espécimes de diques alcalinos da PAGO com componente da magnetização isolada. O diagrama de Zijderveld da desmagnetização de campo alternado ou térmica com as projeções ortogonais para cada espécime encontram-se ao lado. Amostras 10-F1 e 10-G2. próxima da Temperatura de Curie) e componentes distribuídas, constituídas por grãos magnéticos com temperaturas de bloqueio menores que são muito sensíveis à aquisição de magnetizações secundárias e serão termicamente afetadas e seus momentos magnéticos terão orientações aleatórias produzindo uma magnetização total nula. Quando a rocha é resfriada à temperatura ambiente somente a parte da MRN que não foi afetada permanece. As populações de direções de magnetização (MRN) distribuídas de acordo com a função de densidade de Fisher foram isoladas nos tratamentos por campos alternados e desmagnetização térmica no laboratório. As amostras analisadas (68 espécimes em 8 sítios) apresentaram

41 2.3 Análise dos componentes da magnetização 40 comportamento de multicomponentes bem definidas nas projeções ortogonais. GEO (Wulf) (a) N 01-C1 NUp MRN W MRN E W W 30 mt 3 mt 18 mt E E Down Up S S Down Horizontal Vertical Unit= 1.29e+00 A/m GEO (Wulf) (b) N 04-H1 N Up MRN MRN 18 mt 9 mt W E W W 30 mt E E Down Up S S Down Horizontal Vertical Unit= 2.42e+00 A/m GEO (Wulf) (c) 07-B1 N MRN MRN N Up 9 mt 18 mt W E W W 30 mt E E Down Up S S Down Horizontal Vertical Unit= 1.29e+00 A/m Figura 2.10 Exemplos para espécimes de rochas plutônicas da PAGO com componente da magnetização isolada. O diagrama de Zijderveld da desmagnetização de campo alternado com as projeções ortogonais para cada espécime encontram-se ao lado. Amostras 01-C1, 04-H1 e 07-B1.

42 2.3 Análise dos componentes da magnetização 41 GEO (Wulf) (a) N 03-B2 MRN NUp 200 ºC 400 ºC W MRN E W W 580 ºC E E Down Up S SDown Horizontal Vertical Unit= 293.e-03 A/m GEO (Wulf) (b) N 04-D2 MRN NUp 200 ºC W MRN E W W 400 ºC 580 ºC E E Down Up S SDown Horizontal Vertical Unit= 177.e-03 A/m GEO (Wulf) (c) N 09b-E2 NUp MRN 200 ºC 400 ºC W E W W 580 ºC E E MRN Down Up S SDown Horizontal Vertical Unit= 31.4e-03 A/m Figura 2.11 Exemplos para espécimes de rochas plutônicas da PAGO com componente da magnetização isolada. O diagrama de Zijderveld da desmagnetização térmica com as projeções ortogonais para cada espécime encontram-se ao lado. Amostras 03-B2, 04-D2 e 09b-E2.

43 2.3 Análise dos componentes da magnetização 42 As componentes direcionais de baixa estabilidade foram isoladas, na média, entre 0-30 mt para a maioria das amostras. No tratamento por desmagnetização térmica as amostras com componentes direcionais de baixa estabilidade foram isoladas na média ente o C (Figuras 2.8 a 2.11). As direções de remanência foram calculadas utilizando a análise de componente principal onde foram dados pesos iguais a uma sequência de pontos que correspondem a uma única componente, a direção é calculada pelo método dos mínimos quadrados. As direções médias foram calculadas utilizando a estatística de Fisher (1953), que considera todos os N vetores de intensidade igual a um e a média das direções< S> igual à soma vetorial (< R>) de todos os N vetores dividido pela sua intensidade R (< S>= R R ). Fisher (1953) sugere parâmetros estatísticos para definir o agrupamento dos pontos e a confiabilidade da direção média obtida. O parâmetro de precisão k define a dispersão das direções sobre uma esfera de raio unitário. A melhor estimativa para o valor de k ( para N> 3) é dada pela equação k= N R N 1. As direções estarão agrupadas se N estiver próximo de R (parâmetro k alto). Se a dispersão for muito grande, R será muito menor que N, então o parâmetro k será baixo. O ânguloα o kn é outro parâmetro levado em consideração que representa duas vezes o desvio padrão da média numa projeção esférica. Os parâmetros estatísticos e as direções médias por sítio estão na tabela 2.1. Tabela 2.1 Direções médias por sítio. N = número de vetores, R = intensidade do vetor e k= parâmetro de precisão. Sítios D( o ) I( o ) N R k α 95 ( o ) 01 23,0-43,6 10 9,9 140,4 8, ,0-37,7 9 8,8 47,7 8, ,0-32,8 8 7,9 155,4 5, ,0-42,4 8 7,8 42,1 5,5 média 1,8-40, , ,0-29,7 7 6,9 79,9 11, ,4 27,0 6 5,9 36,5 9,6 09a 66,3 26,3 6 5,8 24,4 15,2 09b 61,1 36,5 8 7,7 25,3 10,8 média 72,2 30, ,2 A partir da análise das componentes da magnetização em amostras orientadas foi possível

44 2.3 Análise dos componentes da magnetização 43 isolar completamente a componente da MRN adquirida no processo de formação da rocha, através dos métodos de desmagnetização por campos alternados e térmica. Dois grupos de direções são evidentes após os tratamentos de laboratório. Um grupo é composto por direções sul com inclinações negativas identificadas para as amostra 01, 03, 04 e 07 de rochas da porção mais ao norte da PAGO. O segundo grupo é composto por direções norte com inclinações positivas, encontradas para os sítios 06, 09A e 09B que são amostras da parte central da PAGO, com exceção do sítio 10 que possui inclinação negativa. Para a determinação da direção da magnetização média por sítio considera-se apenas os espécimes que apresentam direções de magnetização coerentes e que tenham parâmetros estatísticos aceitáveis (α 95 < 15 o ). Os sítios 01, 03, 04 e 07 apresentam direções de magnetização coerentes como pode ser visto na Figura Após a determinação das direções para as amostras restantes calculamos o valor médio das direções obtidas. Na Figura 2.12 a direção da magnetização (declinação e inclinação medidos no referencial geográfico local) foi representada utilizando-se a projeção estereográfica. É habitual representar símbolos cheios para inclinações positivas e símbolos abertos para inclinações negativas nas projeções estereograáficas. Dos 68 espécimes analizados, 48 obedeceram aos requisitos acima resultando em magnetização remanescente com média 6,9 A/m, média para inclinação de -40,3 e declinação de 1,8 o. Os valores médios da direção da magnetização e os valores de susceptibilidade magnética foram utilizados nos modelos de referência para o processo de inversão dos dados magnéticos da PAGO. A interpretação quantitativa dos dados magnéticos tem influência da presença de forte magnetização remanescente que provoca mudanças quanto à forma da anomalia magnética de campo total.

45 2.3 Análise dos componentes da magnetização 44 Diques alcalinos - PAGO Rochas Plutônicas - PAGO Figura 2.12 Projeção estereográfica das direções médias que apresentam direções de magnetização. Os sítios 1, 3, 4, 6 e 7 são plutônicas e os sítios 9a, 9b e 10 são diques.

46 45 3 Inversão 3D: considerações sobre a metodologia O trabalho de prospecção em geofísica caracteriza-se por um conjunto de observações geofísicas d produzidas por fontes arbitrárias, onde geralmente assume-se que as fontes são corpos bi ou tri-dimensionais, dependendo das hipóteses de trabalho e da fonte de interesse. Usualmente o objetivo do trabalho é determinar a geometria e/ou propriedade física da fonte. Isto pode ser obtido através de modelo direto ou modelo inverso. No modelo direto o intérprete escolhe um modelo cuja resposta reproduz as observações geofísicas e conhecimento de geologia da melhor forma possível. No modelo inverso, a partir dos dados geofísicos e de vínculos baseados na geologia e conhecimentos a priori obtém-se um possível modelo em subsuperfície que represente as observações. Neste trabalho optamos por uma metodologia de inversão pela facilidade de trabalhar com um maior número de dados em área e porque as anomalias na região da PAGO apresentam características tri-dimensionais. Alguns métodos de inversão utilizam a formulação linear como formulação do problema inverso (SILVA; BARBOSA, 2006; MEDEIROS; SILVA, 1996) onde o substrato é representado por uma malha homogênea, de posição e tamanho conhecidos, mas com contraste da propriedade física desconhecido. Outros métodos utilizam a formulação não-linear (SILVA; HOHMANN, 1983) no qual as fontes são representadas por prismas justapostos, com contraste da propriedade física conhecido, mas com topo e base a serem determinados. Interpretações que envolvem a posição e o delineamento das fontes podem compreender métodos de inversão que determinam automaticamente a geometria de um corpo. Toda a informação geológica deve ser traduzida matematicamente e incorporada automaticamente

47 3 Inversão 3D: considerações sobre a metodologia 46 pelo método. Por exemplo Last & Kubic (1983) usam a minimizaçao de um funcional que consiste em impor que os valores das estimativas dos parâmetros estejam próximos a dois extremos. Quando os parâmetros são contrastes de propriedade física, o extremo inferior é zero e o extremo superior é o valor esperado a priori para o contraste de propriedade física, onde se presume que essa distribuição seja homogênea e conhecida. Assim, quando aplicado ao problema de estimar os contrastes de propriedade física nas células elementares de uma malha, as estimativas serão ou próximas de zero (região onde não há fonte) ou próximas a um valor conhecido. Este tipo de vínculo é introduzido ponderando a estimativa do contraste numa célula por um fator proporcional à distância r i entre o centro de massa da fonte e o centro da célula. Assim, células afastadas do centro de massa tenderão a produzir estimativas nulas do contraste ao passo que células próximas tenderão a produzir estimativas próximas ao valor de contraste conhecido. Guillen & Menichetti (1984), Barbosa & Silva (1994) utilizam o vínculo de mínimo momento de inércia que é semelhante ao vínculo de compacidade, com a diferença que a ponderação das estimativas em cada célula é feita em relação a um eixo (cuja posição é conhecida a priori) e não ao centro de massa. Assim, células afastadas do eixo de massa tenderão a produzir estimativas nulas do contraste de propriedade física ao passo que células próximas ao eixo tenderão a produzir estimativas próximas ao valor do contraste da propriedade física. Por exemplo, ao interpretar uma anomalia produzida por estruturas relacionadas a intrusões de rochas ígneas ou mineralizações o intérprete pode ter uma razoável confiança que a fonte, além de compacta e homogênea (e cujo contraste de propriedade física é conhecido), concentra-se ao longo de uma direção conhecida: uma falha no caso de mineralizações ou regiões de fraqueza no caso de soleiras, de modo que esse tipo de vínculo pode ser usado e contribui para uma interpretação que condiz com o ambiente geológico conhecido. Na inversão a fonte é incluída em uma região que representa o substrato sendo todo o conjunto discretizado em M células. Dentro de cada célula assume-se que a propriedade física seja constante. As observações d são aproximadas por um funcional contínuo f (x, q, p) expressando a relação entre a propriedade física e as observações geofísicas correspondentes; q

48 3 Inversão 3D: considerações sobre a metodologia 47 é um conjunto de parâmetros associados à geometria e a posição de cada célula e p é um vetor de dimensão M da propriedade física. A inversão de dados consiste em determinar a propriedade física (p) em cada célula e, com isto, delinear a geometria da fonte verdadeira. A estimativa da distribuição de densidade ou de susceptibilidade magnética é um problema inverso caracterizado pela não unicidade e soluções instáveis. Para encontrar um modelo particular e estável transforma-se o problema acima em um problema de otimização (PARKER, 1991). A anomalia gravimétrica ou magnética em uma dada localização sobre a superfície está relacionada às propriedades físicas da subsuperfície (densidade ou susceptibilidade, conforme o tipo de problema) por uma relação linear d=gp (3.1) onde d= (d 1,...,d N ) T é o vetor de dados e p=(p 1,..., p M ) T a propriedade física em cada célula da subsuperfície discretizada. Na matriz G os elementos g i j quantificam a contribuição do i-ésimo dado para a propriedade física na j-ésima célula. O objetivo é recuperar a propriedade física p diretamente dos dados observados. Esta propriedade física é uniforme em cada célula. A função objetivo é o vínculo matemático aplicado como funcional estabilizador do problema geofísico inverso e sua relação com informações geológicas específicas. Esta função particular é dependente do problema e requer que o modelo esteja próximo a um modelo de referência e que seja suave. O melhor modelo será um que minimize a função objetivo, e que melhor ajuste as informações dentro de um intervalo aceitável de diferença entre o resultado obtido e os dados. Modelo direto gravimétrico Na gravimetria o valor de g na superfície decorre devido a uma distribuição particular de massa em subsuperfície. No modelo esta anomalia calculada é comparada com a anomalia observada g obs. Uma forma muito utilizada é discretizar a subsuperfície em um conjunto de

49 3 Inversão 3D: considerações sobre a metodologia 48 prismas retangulares (Figura 3.1). Assume-se densidadeρ j constante dentro de cada prisma. A atração g em cada estação da superfície ocorre devido à soma da resposta de cada bloco: G(x i,y i,z i ) Y G(x 0,y 0,z 0 ) X (x 1,y 1,z 1 ) (x 2,y 2,z 2 ) Z Figura 3.1 Dicretização da subsuperfície com prismas. g(x i,y i,z i ) é a resposta em cada estação gravimétrica localizada ao centro da face superior do prisma da camada do topo. A solução para atração gravitacional g i = g(x i, y i, z i ) do j-ésimo prisma retangular com dimensões descritas x 1 x x 2,y 1 y y 2 e z 1 z z 2, usando coordenadas cartesianas é dada por: g i = γρ j x2 x 1 y2 z2 y 1 (z i z) z 1 ((x i x) 2 + (y i y) 2 + (z i z) 2 dxdydz (3.2) ) 3/2 A solução desta integral pode ser encontrada em diversos trabalhos como Nagy (1966), Banerjee & Gupta (1977), Bear, Al-Shukri & Rudman (1995). A solução encontrada por Banerjee & Gupta (1977) para calcular o efeito gravimétrico causado por um prisma de massa constante, na estação de coordenadas (x i,y i,z i ), é apresentada da seguinte forma:

50 3 Inversão 3D: considerações sobre a metodologia 49 g i =γρ j [aln(b+r)+bln(a+r) carctan ( )] x ab 2,y 2,z 2 (3.3) cr x 1,y 1,z 1 Na equação (3.3) g i é a atração gravitacional medida no ponto (x i,y i,z i ),γéaconstante gravitacional universal,ρ j é a densidade do prisma, a= x j x i, b= y j y i, c= z j z i,, r=(a 2 + b 2 + c 2 ) 1/2, onde as variáveis (x j,y j,z j, j=1,2) são coordenadas do vértice do prisma, e valores tomados correspondendo aos limites de integração mostrados na equação (3.2). As estações gravimétricas g(x i,y i,z i ) estão localizadas no centro da face superior do prisma na camada do topo com uma elevação constante z i dependendo da elevação dos pontos de observação com respeito ao nível da grade (geralmente z i = z 0 = 0,1m), isto é, tomado como a altura do instrumento sobre a grade. Para obter a resposta total de cada estação g i (i=1, N) soma-se a resposta gravimétrica de M prismas: g i = M G i j ρ j (3.4) j=1 Em notação matricial pode-se escrever também g=gρ, onde G é chamada de matriz sensibilidade relacionada a aceleração gravimétrica g e ao contraste de densidadeρ. Modelo direto magnético Para um dado campo indutor T 0, a magnetização J depende da susceptibilidade magnética através de uma equação diferencial. Contudo, para uma aproximação de primeira ordem, quando a susceptibilidade magnética é muito pequena, como na maioria dos casos com materiais encontrados na exploração mineral, a magnetização J é proporcional à susceptibilidade magnética e é calculada através do produto da susceptibilidade com o campo magnético induzido H 0 J=χ H 0 (3.5)

51 3 Inversão 3D: considerações sobre a metodologia 50 Anomalias magnéticas são geradas por uma distribuição não homogênea de magnetização em uma dada região. Esta região é limitada por uma superfície no topo e por uma superfície isotérmica do ponto de Curie na base. O campo causado por um corpo magnetizado decai rapidamente com a distância ao ponto de observação e a extensão horizontal da região fica limitada. Para o campo magnético anômalo T(x i,y i,z i ) produzido pela distribuição de magnetização J tem-se a solução do j-ésimo prisma retangular com dimensões descritas x 1 x x 2,y 1 y y 2 e z 1 z z 2, dada pela equação: T(x i,y i,z i )= µ 0 z2 y2 x2 z 1 y 1 x 1 1 J [(x i x) 2 + (y i y) 2 + (z i z) 2 dxdydz (3.6) ] onde J=J x, J y, J z representa o vetor magnetização, que pode variar com a direção;µ=1 é a permeabilidade magnética no vácuo (= 1, no emu). A região magnetizada é dividida em um número de blocos elementares, cada um sendo homogeneamente magnetizado. A relação (3.6) representa a distribuição de magnetização nestes blocos e delineia a fonte magnética na região gerando a anomalia de campo total observada. A solução para a integral da equação (3.6) é encontrada em Bhattacharyya (1966) para calcular o campo magnético anômalo medido na estação de coordenada (x i,y i,z i ) e é apresentada da seguinte forma: tan bc ar ln(r+ c) ln(r+ b) x 2,y 2,z 2 J x T(x i,y i,z i )= µ( l m n ) ln(r+ c) tan ac br ln(r+ a) ln(r+ b) ln(r+ a) tan ab cr x 1,y 1,z 1 J y J z, (3.7) Na equação (3.7) a= x j x i, b= y j y i, c= z j z i, e r=(a 2 + b 2 + c 2 ) 1/2, onde as variáveis (x j,y j,z j, j=1,2) são coordenadas do vértice do prisma, e valores tomados correspondendo aos limites de integração mostrados na equação (3.7), l, m e n são os cossenos diretores do campo geomagnético.

52 3.1 Inversão 3D dos dados gravimétricos e magnéticos Inversão 3D dos dados gravimétricos e magnéticos A inversão 3D de anomalias gravimétricas ou magnéticas consiste em utilizar as observações para gerar um modelo que reproduza as estruturas geológicas em subsuperfície e que melhor ajuste as observações (gravimétrica ou magnética) dentro de um intervalo aceitável de diferença entre o calculado e o observado. Li & Oldenburg (1996, 1998, 2003) desenvolveram uma técnica de inversão 3D com o objetivo de recuperar um modelo para distribuição do contraste de densidade ou susceptibilidade magnética em subsuperfície a partir dos dados gravimétricos ou magnéticos nos programas GRAV3D (2002) e MAG3D (2002). Eles assumiram que a região onde se encontra a fonte é representada pelo conjunto de células retangulares de uma malha ortogonal 3D e densidade (ρ) ou susceptibilidade magnética (χ) com valor constante em cada célula. Em geral, prefere-se que o modelo para p seja diretamente proporcional à anomalia do campo e que varie em uma escala linear pela relação (3.8), onde d= (d 1,...,d N ) T é o vetor de dados que pode ser gravimétrico ou magnético e p=(p 1,..., p M ) T a propriedade física (densidade ou susceptibilidade magnética) em cada célula da subsuperfície discretizada. Na matriz G os elementos g i j quantificam a contribuição do i-ésimo dado para a propriedade física na j-ésima célula. d= M G i j p (3.8) j=1 Li & Oldenburg (1996, 1998) minimizaram o módulo das derivadas de primeira ordem ponderadas pela distribuição do contraste da propriedade física ao longo das direções horizontal e vertical para contornar a tendência de concentração de massa nas bordas da região interpretada. O objetivo é recuperar a propriedade física p diretamente dos dados observados. Esta propriedade física é uniforme em cada célula. A função objetivo do modelo usada nos algoritmos GRAV3D (2002) e MAG3D (2002) tem a forma:

53 3.1 Inversão 3D dos dados gravimétricos e magnéticos 52 [ ] 2 w(z)[p(r) φ m (p)=α s w s [w(z)(p(r) p 0 (r))] 2 p0 (r)] dv+α x w x dv+ V V x [ ] 2 [ ] 2 w(z)[p(r) p0 (r)] w(z)[p(r) p0 (r)] α y w y dv+α z w z dv (3.9) y z V V Na função objetivo do modelo w s, w x, w y e w z são funções peso espacialmente dependentes eα s,α x,α y eα z são coeficientes que afetam a importância relativa dos diferentes componentes na função objetivo. Aqui w(z) é a função peso da profundidade que não permite que altos valores da propriedade física seja estimado entre o topo da fonte e a superfície da Terra. Para utilizar esta função é necessário ter conhecimento do topo da fonte. É conveniente escrever a equação (3.9) comoφ m (p)=φ ms +φ mv ondeφ ms refere-se ao primeiro termo eφ mv coletivamente aos três termos restantes que envolvem a variação do modelo em três direções espaciais. O modelo de referência pode ser incluído emφ ms e se necessário, remover algum outro termo restante. A equação (3.9) pode ser escrita de forma simplificada da seguinte maneira: φ m = W m L(p( r) p 0 ( r)) 2 (3.10) onde L é um operador aproximado de primeira derivada ponderado por uma matriz W m. A eficácia desta estratégia depende do conhecimento a priori sobre a profundidade do topo da fonte e leva em consideração a elevação aceitável z 0 das estações. A função peso neste caso é w(z)=(z z 0 ) β/2 dentro deφ ms, e opcionalmente emφ mv, ondeβéoíndice estrutural e z 0 depende do comprimento da célula da discretização do modelo e da altitude da observação dos dados. Para tanto se minimiza a norma definida pelo funcional φ d = W d (d obs d) 2 (3.11) Definido o modelo de referência, o programa busca uma solução que minimizeφ m, explique os dados dentro de uma precisão experimental (σ) e com valores da propriedade física dentro dos limites mínimo e máximo definidos pelo intérprete. Assume-se que o resíduo contaminante

54 3.2 Estimativa do modelo de referência 53 nos dados seja independente e Gaussiano com média zero. W d é uma matriz diagonal cujo i-ésimo elemento é 1/σ i, ondeσ i é o desvio padrão do i-ésimo dado, eφ d uma variável quadrática distribuída com N graus de liberdade. Isto é obtido pela minimização deφ=φ d +λφ m, sujeito a p min < p j < p max, como mostra a equação (3.12): φ= W d (d obs d) 2 +λ W m L(p( r) p 0 ( r)) 2 + 2U M j=1 [ln(p j p min j )+ln(p max j ρ j )], (3.12) onde φ é a função global, é λ é o parâmetro de regularização. λ controla a importância relativa da norma do modelo e o ajuste dos dados. U é o parâmetro de barreira para os limites da propriedade física mínimo e máximo definidos. O vínculo de desigualdade estabelece limites inferiores e superiores para todos os parâmetros e é implementado como o termo logarítmico da equação (3.12). A inversão tridimensional pode ser utilizada com sucesso também em muitas interpretações de dados magnéticos. Contudo, um parâmetro crucial neste processo é a direção de magnetização. remanescente. A magnetização total é o vetor soma de duas componentes induzida e A magnetização induzida é aproximada pela direção do campo indutor e a magnetização remanescente é geralmente desconhecida. Esta, muitas vezes tem direção diferente da direção do campo atual ou intensidade grande o suficiente para que altere a direção da magnetização total. O conhecimento da direção da magnetização total se torna importante pois este é um parâmetro de entrada no modelo de referência para o processo de inversão 3D dos dados magnéticos. 3.2 Estimativa do modelo de referḙncia Os mesmos dados gravimétricos ou magnéticos podem ser modelados por várias configurações de parâmetros e igualmente seriam explicados por estes conjuntos de configurações. As estimativas apenas baseadas no campo potencial são geralmente afetadas

55 3.2 Estimativa do modelo de referência 54 pela não-unicidade das soluções. Para melhorar as estimativas e reduzir as incertezas nós combinamos dados gravimétricos e magnéticos, medidas de densidade e propriedades magnéticas, uso de estimativas da profundidade do topo e índice estrutural, localização das bordas do corpo e informações geológicas. Toda informação geológica deve ser traduzida matematicamente. O presente estudo modela a estrutura de todos os complexos da PAGO. Foi utilizado o método An-Euler (SALEM; RAVAT, 2003) para obter soluções de profundidade e geometria para as principais fontes mapeadas a partir dos dados anomalia magnética. A aplicação de algumas técnicas aos dados magnéticos marca as bordas de cada intrusão alcalina. Essas informações foram inseridas em um modelo de referência para reduzir as ambigüidades do modelo de contraste das propriedades físicas (contraste de densidade e susceptibilidade magnética) das intrusões alcalinos. A direção da magnetização total foi utilizada como um parâmetro de entrada no modelo de referência para o processo de inversão 3D dos dados magnéticos. O algoritmo de inversão desenvolvido por Li & Oldenburg (1996) inverte dados de anomalia de campo total assumindo apenas a magnetização induzida, ignorando a magnetização remanescente. Em Li et al. (2004) e Shearer & Li (2004) foram apresentados caminhos para que seja possível a aplicação do método de inversão de dados magnéticos na presença de forte magnetização remanescente. O primeiro caminho consiste em conhecer com boa aproximação a direção da magnetização total, e os dados são invertidos com algoritmo desenvolvido por (LI; OLDENBURG, 1996). Na definição do modelo de referência é importante a determinação da direção da magnetização total dos corpos. Nós trabalhamos com a soma vetorial da magnetização remanescente e induzida. A inclinação da magnetização remanescente (I R ) foi determinada em laboratório usando amostras orientadas. A direção da magnetização total foi a soma vetorial das duas componentes: magnetização induzida e magnetização remanescente. Nós usamos as medidas de laboratório em amostras de afloramentos das rochas alcalinas da região de estudo para delimitar limites de valores para o contraste de susceptibilidade magnética (χ) e de densidade (ρ) do modelo, e informações paleomagnéticas. Os resultados encontram-se

56 3.2 Estimativa do modelo de referência 55 na figura 2.3.

57 56 4 Dados aeromagnéticos Os dados aeromagnéticos relativos ao Projeto Levantamento Aerogeofísico do Estado de Goiás (LASA, 2004) fazem parte das informações geofísicas disponíveis na área de estudo. As anomalias magnéticas ocorrem em todos os corpos alcalinos da parte norte da Província e em alguns da parte central. As informações aeromagnéticas da porção norte e central da PAGO, parcialmente tratadas em Dutra & Marangoni (2009), foram retrabalhadas após a aquisição de dados de aerolevantamentos mais recentes e com melhor precisão. Os perfis do Projeto Levantamento Aerogeofísico do Estado de Goiás estão na direção N-S com espaçamento 0,5 km. Ao longo dos perfis foram realizadas dez leituras do aeromagnetômetro por segundo (intervalo entre as medições consecutivas de 0,1 s), posicionados com sistema de navegação de observação de satélite GPS, de precisão melhor do que 10 m. As linhas de controle estão na direção E-W com espaçamento de 5,0 km e a altura média do levantamento é de 100 m. Esses dados são considerados de distribuição de alta densidade. O processamento dos dados magnéticos adquiridos envolveu etapas como: remoção da variação diurna; correção do erro de paralaxe, que é gerado pela defasagem nos tempos de medição do magnetômetro e altímetros com sistema de posicionamento; nivelamento e micronivelamento dos perfis e remoção do IGRF calculado na altitude média da região do levantamento (800 m), referidos ao ano de 2000 e atualizados para a data de 15/08/2004. Informações detalhadas sobre as correções encontram-se no relatório do projeto LASA (2004).

58 4.1 Transformações lineares dos dados magnéticos Transformações lineares dos dados magnéticos A interpretação dos dados magnéticos inicia-se com a análise dos sinais em mapa, definindo domínios ou áreas quanto à configuração magnética (textura, truncamento de feições e anomalias isoladas) e estimando profundidades de fontes magnéticas pela aplicação de fórmulas práticas que abrange as deconvoluções de Werner e Euler, o sinal analítico. A interpretação quantitativa dos dados magnéticos também pode ser feita de maneira automática através da inversão ou modelagem, podendo envolver a estimativa da geometria dos corpos causadores de anomalias isoladas, ou a estimativa da propriedade física - susceptibilidade magnética. Transformações lineares foram aplicadas aos dados magnéticos para processar mudanças na amplitude e/ou fase relacionada ao conjunto de ondas que podem representar os dados. As transformações ocorrem através da multiplicação de uma função na transformada de Fourier do conjunto de dados no domínio da frequência. A transformada inversa de Fourier volta ao domínio do espaço. Isto é equivalente a convoluir o campo no domínio do espaço por um operador (ou filtro). Todas as transformações do campo magnético trabalham neste caminho (MILLIGAN; GUNN, 1997). As medidas de campo são geralmente influenciadas por uma grande quantidade de fenômenos, sejam naturais ou não. Os ruídos de alta freqüência são normalmente corrigidos durante um levantamento geofísico. Porém, nem toda alta freqüência indesejável é eliminada e a aplicação de filtros pode reduzir ou até eliminar parcialmente esse efeito. Para separar efeitos superficiais, alta frequência causada por compactação, intemperismo, contatos geológicos, feições estruturais, dos efeitos profundos ou baixa frequência representando a espessura da crosta, feições geológicas regionais, profundidade de desmagnetização, utiliza-se a filtragem dos dados magnéticos. Existem filtros no domínio do espaço e filtros no domínio da frequência e a passagem de um domínio para o outro pode ser feita mediante a transformada de Fourier, usando-se a FFT (Fast Fourier Transform). Os filtros que serão descritos mais adiante, aplicam, em sua maioria, a Transformada Rápida de Fourier (FFT). Um grande problema no procedimento de filtragem é a superposição de freqüências, por

59 4.1 Transformações lineares dos dados magnéticos 58 exemplo, feições geológicas de diferentes dimensões e profundidades podem contribuir com freqüências semelhantes, não permitindo a separação total dessas feições Filtros usados Antes de aplicar os filtros aos dados magnéticos é necessário realizar alguns procedimentos: (a) remover uma superfície de tendência, geralmente de primeira ordem; (b) expandir a malha em pelo menos 10% do seu tamanho, a parte expandida deve ser preenchida com valores periódicos extrapolados da malha original, para evitar o efeito de borda; e c) verificar a forma do espectro gerado para determinar quais filtros serão utilizados. O espectro radial gerado a partir dos dados magnéticos de uma função [ f (x)], F(k) 2 é expresso na seguinte equação da energia total: onde k= 2π λ E= F(k) 2 dk (4.1) é o número de onda eλéocomprimento de onda (BLAKELY, 1996). Essa função pode ser facilmente estendida a funções de duas variáveis, x e y. Assim sendo, os termos k eλserão representados respectivamente por k x, k y eλ x,λ y, como pode ser observado em Blakely (1996). A partir desse espectro, pode-se estimar a profundidade para as fontes através da relação h = s/(4π) onde, s é a declividade em uma determinada parte do espectro. A parte do espectro situada após o número de onda de Nyquist tende a apresentar falseamento (aliasing) e incorporar ruído. Os números de onda acima da frequência de Nyquist devem ser eliminados, uma vez que, provavelmente, representam ruído. E através da filtragem que essas partes são separadas, realçadas ou transformadas. Alguns filtros como derivadas horizontais foram usados no intuito de realçar os gradientes horizontais e, por conseguinte, as possíveis fontes das anomalias representadas (são filtros passa-alta). São aplicadas para criar imagens sombreadas e em alguns algoritmos como o sinal analítico. A derivada vertical amplifica a informação de comprimentos de ondas curtos em detrimento

60 4.1 Transformações lineares dos dados magnéticos 59 dos comprimentos longos (é um filtro passa-alta). Geralmente a primeira ou a segunda derivada acentua os gradientes nas bordas de corpos magnéticos rasos. A redução ao pólo foi usada para centralizar os picos das anomalias magnéticas sobre suas fontes e assim facilitar a interpretação de dados magnéticos, pois para diferentes latitudes magnéticas a forma das anomalias muda. A convolução do campo magnético com o filtro dá o campo que a distribuição de magnetização produziria se estivesse localizada no pólo. Essa é a expressão geral dos filtros de transformação de fase: H(k x,k y )= (k 2 x+ k 2 y) 1/2 [ jlk x + jmk y + N(k 2 x+ k 2 y)] 1/2 (k2 x + k2 y )1/2 [ jlk x + jmk y + n(k 2 x+ k 2 y)] 1/2 (4.2) Cada fator descrito na equação (4.2) pode ser removido do espectro dividindo-se a expressão pelo fator que se quer remover, o que é equivalente à convolução no domínio do espaço por um operador cuja resposta de freqüência seja o inverso do fator que se queira retirar (BLAKELY, 1996). A redução ao pólo no domínio de Fourier usando coordenadas polares, para o caso da magnetização ser apenas induzida, é dada pelo operador: L(θ)= 1 [sini a + i.cos I.cos(D θ)] 2 (I a< I), I a = I (4.3) se (I a <I), I a =I. I é a inclinação magnética, D é a declinação magnética e I a a inclinação para correção de amplitude que nunca deve ser menor que I eθ. O algoritmo baseado na expressão (4.3) funciona muito bem para latitudes magnéticas acima de 30 o. No caso de redução ao pólo a baixas latitudes magnéticas, feições fortes na direção do campo magnético são observadas devido à correção de amplitude. Se Ia for 90 o somente a componente de fase será aplicada aos dados, ou seja, nenhuma correção de amplitude seria aplicada, o que resolveria o problema para baixas latitudes magnéticas. Esse procedimento é arriscado, pois não se sabe se a redução ao pólo foi efetivada. Esse procedimento em baixas latitudes magnéticas produz um forte sinal na direção do campo geomagnético, exigindo uma correção de amplitude que é desnecessária na

61 4.1 Transformações lineares dos dados magnéticos 60 redução ao equador. Para esse tipo de caracterização magnética é necessário o conhecimento da direção da magnetização total, geralmente coincidente com a magnetização induzida. A presença de forte magnetização remanescente pode afetar a interpretação dos dados magnéticos e gerar erros na detecção da forma ou tamanho das fontes, portanto é importante conhecer a direção da magnetização total. Nós utilizamos medidas da direção da magnetização remanescente de amostras orientadas da região de estudo para o conhecimento da direção da magnetização total e posterior caracterização magnética dos dados. Existem outros filtros que podem ser aplicados em dados magnéticos, mas para a localização das fontes magnéticas e delimitação de suas bordas usamos os filtros citados acima juntamente com outras técnicas de análise discutidas nas seções seguintes. A Amplitude do Sinal Analítico (ASA) foi usada na demarcação da posição horizontal das fontes magnéticas Gradiente horizontal total, amplitude e fase do sinal analítico O gradiente horizontal de uma anomalia de campo potencial pode indicar mudanças laterais abruptas de propriedade física e é dado por: h(x,y)= ( ) T x ˆx+ T y ŷ (4.4) e sua magnitude é dada por ( ) 2 ( ) 2 Tz (x,y) Tz (x,y) h(x,y)= + x y (4.5) ou seja, a magnitude do gradiente horizontal é a raiz quadrada da soma dos quadrados das derivadas parciais de um campo potencial T z (x,y) em relação à x e a y. Também pode ser facilmente calculada por convolução, usando relações de diferenças finitas (BLAKELY, 1996). O gradiente horizontal total tende a revelar picos acima dos limites das fontes causadoras de anomalias. É usado também na estimativa do sinal analítico e na fase do sinal analítico.

62 4.1 Transformações lineares dos dados magnéticos 61 O sinal analítico é uma técnica eficiente de determinação de parâmetros geométricos, como localização de limites geológicos, estruturais e profundidades de corpos (NABIGHIAN, 1972; RAO; BABU; NARAYAN, 1981; THOMPSON, 1982; BLAKELY, 1996). Diversos métodos automáticos ou semi-automáticos são baseados no uso de derivadas horizontais e verticais de um campo magnético. O sinal analítico pode ser aplicado à anomalia magnética de campo total T T(x,y,z) não corrigido de um campo regional aditivo constante e produzido por uma fonte pontual. Para anomalias de campo magnético em 2D e 3D, os gradientes horizontal e vertical formam um par de transformadas de Hilbert ou sinais analíticos. Uma das características mais importantes desses gradientes ortogonais é o posicionamento da amplitude do sinal analítico resultante imediatamente acima dos limites da estrutura (NABIGHIAN, 1974). Para o caso 3D, o sinal analítico tem a forma: A(x,y)= ( ) ( ) T T x ˆx+ T y ŷ + i z ẑ (4.6) e a sua amplitude é dada por A(x,y)= (T x ) 2 + ( T y ) 2+ (Tz ) 2, (4.7) onde T é a anomalia magnética e T x = T x, T y= T y e T z= T x, são as derivada horizontais em X, em Y e derivadas vertical, respectivamente. A amplitude do sinal analítico (ASA) é determinada utilizando-se a equação (4.7). A solução do sinal analítico será uma função que mostra as bordas do corpo ou da feição geológica usando dados magnéticos (NABIGHIAN, 1972; KEATING; PILKINGTON, 1990; ROEST; VERHOEF; PILKINGTON, 1992; HSU; SIBUET; SHYU, 1996). A fase do sinal analítico é determinada pela relação: Φ=arctan ( ) Im(An (x,y)), (4.8) Re(A n (x,y))

63 4.2 Aplicação das técnicas para realçar as fontes magnéticas 62 onde n é a ordem do sinal analítico, Im e Re são as partes imaginária e real do sinal analítico. Observando a equação (4.8), cuja parte imaginária é representada pela derivada vertical dos dados de campo potencial e cuja parte real é representada pelo gradiente horizontal desses dados, pode-se dizer que a fase do sinal analítico é expressa por T z Φ(x,y)=arctan (T x ) 2 + (T y ) 2. (4.9) Partindo do conceito de ângulo de fase, esse valor representa o mergulho do gradiente da fase do sinal analítico em um padrão de textura que auxilia a caracterização dos domínios magnéticos e feições lineares. Segundo Thurston & Smith (1998) a fase permite a estimativa do mergulho da fonte e, consequentemente, o contraste local de susceptibilidade, como uma extensão da teoria do sinal analítico complexo inicialmente apresentada por Nabighian (1972). 4.2 Aplicação das técnicas para realçar as fontes magnéticas Neste item foram agrupados os resultados das aplicações dos filtros das derivadas vertical e horizontal, da redução ao pólo, a amplitude ou fase de sinal analítico, o gradiente horizontal total (GHT) dos dados reduzidos ao pólo. A amplitude do sinal analítico (ASA) tem a vantagem de colocar a anomalia sobre a fonte ou sobre os limites dessa fonte (contato geológico) e o gradiente horizontal total dos dados reduzidos ao pólo indica os limites laterais dos corpos. Nós combinamos algumas destas informações para melhorar as estimativas em relação a forma e tamanho das intrusões alcalinos e reduzir as incertezas na interpretação da área estudada. As anomalias ocorrem em todas as intrusões alcalinas da parte norte da província e em alguns da parte central. Na Figura 4.1 têm-se o mapa de anomalia magnética, após a correção da variação diurna e da subtração do International Geomagnetic Reference Field (IGRF). É possível observar formas aproximadamente circulares para os corpos da PAGO. Nesta figura as anomalias magnéticas relacionadas com os corpos alcalinos têm cerca de 10 km de diâmetro e os lineamentos atingem mais de 20 km de comprimento, ambas as estruturas são grandes e

64 4.2 Aplicação das técnicas para realçar as fontes magnéticas 63 enraizadas na crosta superior e média sendo cortadas por várias linhas de vôo, evitando perda de resolução devido ao espaçamento entre as linhas de vôo. As anomalias relacionadas aos corpos alcalinos aparecem com características distintas e isoladas. Alguns lineamentos magnéticos NE-SW também são observados. A intensidade das anomalias magnéticas variam de a 4000 nt e não apresentam inversão, estando magnetizados na direção normal do campo. Figura 4.1 Anomalia magnética de campo total da PAGO com as principais intrusões enumeradas no mapa segunda a Figura 2.2. Na Figura 4.2 encontram-se os mapas resultantes da aplicação da primeira derivada. Os mapas (a) e (b) realçam os gradientes horizontais e as possíveis fontes das anomalias representadas. Já o mapa (c) amplifica a informação de comprimentos de ondas curtos em detrimento dos comprimentos longos acentuando os gradientes nas bordas das intrusões magnéticas rasas da PAGO. As derivadas de primeira ordem foram usadas para indicar mudanças abruptas da propriedade física das principais feições. Nestas figuras a forma circular das intrusões fica muito clara e nota-se que a anomalia de Registro do Araguaia (n. 12) tem uma assinatura específica. A anomalia 12 está dividida em dois segmentos: uma área oval de 15 por 25 km cercada por pequenas anomalias em uma área lateral mais rugosa formando uma

65 4.2 Aplicação das técnicas para realçar as fontes magnéticas 64 faixa de direção NNE-SSW. Ao norte da anomalia Santa Fé (n. 2) há um lineamento magnético de 20 por 5 km, que está correlacionado com uma falha mapeada. O resultado da redução ao pólo é mostrado na Figura 4.3. Observa-se que esse processo centralizou os picos das anomalias magnéticas sobre suas fontes. Esse mapa serve como base para outras técnicas aplicadas aos dados magnéticos como gradiente horizontal total, fase e amplitude do sinal analitico. Estes procedimentos facilitaram a interpretação desses dados. A interpretação quantitativa dos dados magnéticos tem influência da presença de forte magnetização remanescente que provoca mudanças quanto à forma da anomalia magnética de campo total. Foi possível aplicar o filtros de redução ao pólo após a definição da direção da magnetização total que é a soma vetorial da magnetização induzida mais a remanescente. O mapa de amplitude do sinal analítico na Figura 4.4 a demarca as principais estruturas geológicas da PAGO. A importância da função ASA reside no contexto de interpretação. Para algumas formas geométricas a ASA é aproximadamente independente da direção de magnetização e da direção do campo da Terra. O resultado da fase do sinal analítico dos dados reduzidos ao pólo mostraram-se com boa qualidade (Figura 4.4 b), destacando os lineamentos, limites de propriedade física e outras estruturas que não estão claras na amplitude do sinal analítico. No mapa da fase do sinal analítico (Figura 4.4 b) nota-se a coincidência de alguns valores negativos com as anomalias de maior ASA (Figura 4.4 a) ou gradiente horizontal total (GHT) (Figura 4.5). Esse fato pode indicar que os corpos localizados nestas posições não têm mergulho. Valores de fase que não coincidem com as anomalias de amplitude do sinal analítico indicam que a fonte mergulha. O gradiente horizontal total (GHT) dos dados reduzidos ao pólo (Figura 4.5) demarcou bem os limites horizontais dessas feições geológicas, onde há uma mudança lateral abrupta da propriedade física. Na parte central e norte dos mapas das figuras 4.2 a 4.5 o relevo magnético é mais acidentado e nele se destacam grandes feições circulares (10 km) que assumem os valores

66 4.2 Aplicação das técnicas para realçar as fontes magnéticas 65 Figura 4.2 Primeira derivada da anomalia magnética de campo total: (a) na direção x; (b) na direção y; (c) na direção z. Os números indicam a localização das principais intrusões alcalinas da PAGO.

67 4.2 Aplicação das técnicas para realçar as fontes magnéticas 66 Figura 4.3 Anomalia magnética reduzida ao pólo com o valor da magnetização total obtido a partir da soma vetorial da magnetização induzida mais remanescente (I t = 39 o, D t = 1 o ). Os números indicam a localização das principais intrusões alcalinas da PAGO. mais altos de amplitude magnética da área investigada, atingido ASA de até 0,7 nt/m. Esta porção da área estudada possui lineamentos definidos por um arranjo de falhamentos e fraturamentos preenchidos por diques máficos-ultramáficos contínuos e extensos com direções predominantemente NW-SE e secundariamente NE-SW. Essa é a região onde cruzam os lineamentos regionais do Arco do Alto Paranaíba com o Lineamento Transbrasiliano. Trata-se de zonas de fraqueza crustal de longa história geológica que remonta provavelmente ao Paleoproterozóico/Arqueano e que no Cretáceo Superior foi reativada preenchendo estruturas anteriores à reativação. As estruturas relacionadas ao Lineamento Transbrasiliano controlam o posicionamento dos corpos máficos e ultra-máficos de Registro do Araguaia e Morro do Engenho (corpos 1 e 12 na Figura 4.2), que fica bastante evidente em enxames de diques observados por toda a área. Na porção centro-sul dos mapas das Figuras 4.2 a 4.5 as anomalias são caracterizadas

68 4.2 Aplicação das técnicas para realçar as fontes magnéticas 67 Figura 4.4 Técnicas aplicadas aos dados magnéticos reduzidos ao pólo: (a) amplitude do sinal analítico; (b) fase do sinal analítico. As falhas sobrepõem o mapa de fase do sinal analítico junto com a localização das principais intrusões alcalinas da PAGO. por baixas amplitudes da função ASA da ordem de 0,1 nt/m e relevo magnético moderado. Nesta região os lineamentos de direção NNW-SSE são marcados por feições lineares de baixa amplitude. As perturbações maiores no campo magnético são devido à presença de diques e

69 4.2 Aplicação das técnicas para realçar as fontes magnéticas 68 Figura 4.5 Mapa de gradiente horizontal total (em cores) e fase do sinal analítico (em relevo) da anomalia magnética reduzida ao pólo. Os limites de cada intrusão alcalina aflorante da PAGO estão sobrepostos ao mapa junto com a localização das principais intrusões (números em branco). pequenos corpos magnéticos posicionados com direção preferencial NS e NNE-SSW, que em profundidade desaparecem. Uma análise detalhada no mapa de amplitude do sinal analítico revela grandes lineamentos, em geral com comprimentos maiores do que 10 km com direções NE-SW e NW-SE (Figura 4.4 a. Nos setores onde as fontes estão cobertas pelas unidades da Bacia do Paraná há uma diminuição na densidade dos lineamentos. A cobertura da Bacia do Paraná promove uma atenuação nas altas frequências, que fica maior à medida que a espessura do pacote sedimentar aumenta. Na porção SW dos mapas das figuras 4.2 a 4.5 está localizada uma região que apresenta um relevo magnético mais suave e homogêneo, com baixas amplitudes magnéticas. Esta região está quase completamente recoberta por sedimentos. Na imagem da amplitude do sinal analítico (Figura 4.4a) esta região aparece mais homogênea, já na imagem da fase do sinal analítico (Figura 4.4b) ela apresenta uma estruturação interna com orientação NE-SW. As

70 4.2 Aplicação das técnicas para realçar as fontes magnéticas 69 coberturas Fanerozóicas tendem a atenuar as amplitudes magnéticas do embasamento, como citado anteriormente. Interpretações de mapas de ASA (Figura 4.4a) e GHT (Figura 4.5) fornecem indicações da geometria das fontes magnéticas e os contatos dos corpos ficam localizados nas bordas da anomalia, sendo possível inferir o tamanho do corpo. Se os picos das fontes são contatos magnéticos verticais, a largura da anomalia é proporcional a sua profundidade. As intrusões alcalinas da PAGO apresentam forma 3D (cilíndrica ou esférica) e a amplitude do sinal analítico das anomalias é quase circular, ocorrendo diretamente sobre toda extensão das mesmas. As anomalias enumeradas nas Figuras podem ser consideradas como cilindros ou esferas com diâmetro variando de 6 até 10 km. Os picos da função ASA e GHT são simétricos e ocorrem diretamente sobre toda extensão dos corpos. A região da PAGO apresenta um padrão estrutural caracterizado por deslocamentos de blocos e por falhamentos escalonados de diversas magnitudes, cujos principais traços de falhas e de fraturas alinham-se principalmente segundo NE-SW, secundariamente na direção NW-SE e, mais raramente, N-S. Estas orientações dominantes correlacionam-se fortemente com os regimes distensivos que propiciaram a ascensão do magmatismo alcalino. O sistema Lineamento Transbrasiliano (NE-SW) possui uma componente denominada de Falha Serra Negra que se prolonga em direção ao Nordeste do Brasil. As estruturas rúpteis aparentam refletir as antigas descontinuidades dúcteis. Exemplo deste processo são as ocorrências de basaltos e arenitos ao longo do plano da falha que demarca as alcalinas do Morro dos Macacos, a oeste da cidade de Iporá (ALMEIDA, 1983). Tais descontinuidades podem ter servido de dutos para a condução das injeções ígneas da PAGO e da Formação Serra Geral, no Mesozóico. A intrusão de Morro do Macaco (n. 6) encontra-se alinhada ao longo da direção NE-SW. No entanto, o corpo isoladamente apresenta disposição NW-SE que trunca o lineamento NE-SW indicando que seu posicionamento foi posterior, aproveitando-se da zona de intersecção destas direções estruturais, que por sua vez representam as duas principais falhas regionais mapeadas na área. Por outro lado, a suíte Buriti (n. 7) está alongada na direção NW-SE e a intrusão

71 4.3 Soluções de Euler combinadas com amplitude do sinal analítico 70 ultrabásica apresenta uma orientação NE-SW. A análise conjunta das tendências estruturais dos lineamentos mostram que as estruturas orientadas a NE-SW e NW-SE se cortam. O Lineamento do Alto Paranaíba é truncado pelo Lineamento Transbrasiliano e o cruzamento dos lineamentos NW-SE e NE-SW parecem ser o local preferencial do magmatismo alcalino do Cretáceo Superior. 4.3 Soluções de Euler combinadas com amplitude do sinal analítico Usamos a combinação de sinal analítico dos dados magnéticos reduzidos ao pólo com solução de Euler, método An-Euler (SALEM; RAVAT, 2003), o que permitiu estimar o índice estrutural e a profundidade das fontes anômalas na coordenada de máxima amplitude (x 0,y 0 ) do sinal analítico dos dados reduzidos ao pólo. Aplicamos o método para cada fonte separadamente dada a proximidade de muitos corpos, o que permitiu uma melhor resolução na localização e geometria das fontes. A anomalia magnética de campo total T T(x,y,z) produzida por uma fonte tridimensional (3D) com as coordenadas do centro do corpo situadas em x 0,y 0,z 0 (referido ao sistema cartesiano destral) satisfaz à equação homogênea de Euler 3D (REID et al., 1990): (x x 0 ) x T+ (y y 0) y T+ (z z 0) T=ηT (4.10) z ondeηéum parâmetro conhecido como índice estrutural, sendo uma medida da taxa de decaimento da anomalia magnética com a distância entre a fonte e o ponto de medida, i.e., um indicador da forma geométrica da fonte anômala:η=0 para um contato,η=1 para um dique vertical ou uma soleira,η=2 para um cilindro horizontal ou vertical eη=3 para uma esfera ou um dipolo. A deconvolução de Euler tem a vantagem de não necessitar um modelo interpretativo postulado inicialmente. No entanto, como mostra a equação (4.10), esta vantagem requer o

72 4.3 Soluções de Euler combinadas com amplitude do sinal analítico 71 conhecimento do parâmetroη(a geometria da fonte) para estimar corretamente as coordenadas de localização da fonte anômala. Sendo assim a escolha do índice estrutural se torna uma dificuldade na aplicação da deconvolução de Euler. Thompson (1982) apresentou um critério empírico para estimar η, aceitando como a melhor estimativa para η o valor usado que produz a menor dispersão na nuvem de soluções. Esta estimativa deηfoi adaptada para o caso 3D por Reid et al. (1990). Salem & Ravat (2003) apresentaram um novo método denominado AN-EUL baseado na combinação da deconvolução de Euler com o método do sinal analítico de Nabighian (1972), que permite estimar o índice estrutural e a profundidade da fonte anômala na coordenada (x 0,y 0 ) de máxima amplitude do sinal analítico (ASA), respectivamente, através das equações: e η= ( 2 AS A1 2 ) AS A 2 AS A 0 AS A 2 AS A 0 AS A 1 2 (4.11) x=x 0,y=y 0 ( ) AS A 1 AS A 0 zˆ 0 = AS A 2 AS A 0 AS A 1 2 (4.12) x=x 0,y=y 0 em que AS A n (x,y) é a amplitude de n -ésima ordem do sinal anlítico (DEBEGLIA; CORPEL, 1997) sendo expressa por AS A n (x,y) = ( T x n x ) 2 + ( y) 2 ( Tn T z) 2 + n (4.13) y z e T n z é a derivada vertical de ordem n da anomalia de campo total. Este método requer o conhecimento a priori das coordenadas horizontais (x 0,y 0 ) de localização da fonte magnética, uma vez que as equações (4.11) e (4.12) usam as amplitudes do sinal analítico calculadas nestas coordenadas. O método AN-EUL estima tais coordenadas como os máximos da família de funções AS A n (x,y). O método AN-EUL utiliza o cálculo de derivadas da anomalia de campo total até a terceira ordem, o que é considerado uma desvantagem matemática do método pois esta é uma operação

73 4.3 Soluções de Euler combinadas com amplitude do sinal analítico 72 instável que produz amplificação do ruído contido nos dados observados. Este problema é contornado pelo método AN-EUL calculando a continuação para cima da anomalia de campo total. Esta transformação é estável, mas leva à perda de resolução, o que pode não ser muito bom para a estimativa da coordenada vertical (z 0 ) da localização da fonte anômala. Além disso, a continuação para cima acentua a interferência de anomalias vizinhas. Outro fato que ocorre é que o método AN-EUL também não permite um processamento automático para calcular a localização e geometria da fonte anômala. Portanto, no caso de múltiplas fontes as equações (4.11) e (4.12) devem ser calculadas para cada fonte magnética. As soluções para o caso de múltiplas fontes foram plotadas na Figura 4.6. Os limites de cada intrusão aflorante da PAGO (linha vermelha) sobrepõem as soluções de profundidade e índice estrutural. A Figura 4.7 mostra como estas soluções demarcaram bem as bordas para cada fonte alcalina separadamente. Nesta figura as soluções sobrepõem o mapa de GHT e ressaltam os lineamentos, limites de propriedade física e outras estruturas de cada anomalia. A maioria das soluções de profundidade são rasas, variando de<100 m a 600 m (Figuras 4.7 a - e). As soluções rasas com índice estrutural igual a zero (contato) ou 1 (diques/sills) mapeam as bordas das intrusões alcalinas. As soluções mais profundas (800 m 1000 m e>1000 m) possuem índice estrutural igual a 2 ou 3 (cilindros ou esferas). Algumas soluções do tipo diques/sill (índice estrutural igual 1) foram encontradas em grandes lineamentos magnéticos, como a que ocorre ao norte de Santa Fé (Figura 4.7 b) onde aparece uma estrutura alongada de direção NE-SW ( 20 km), e outra ao sul da anomalia com direção NW-SE e não temos evidencias de afloramento. Estes resultados indicam que essas feições podem estar recobertas por sedimentos a uma profundidade rasa, que não ultrapassa 400 m. Na parte sul da anomalia de Montes Claros de Goiás (Figura 4.7 c) também aparecem lineamentos magnéticos com direção secundária NW-SE, com valores maiores para o índice estrutural (diques/sill) e profundidades chegando até 200 m. A anomalia Registro do Araguaia (número 12 da Figura 4.7 a) segue uma mesma faixa orientada na direção NE-SW. Registro do Araguaia não possui afloramento e apresenta soluções

74 4.3 Soluções de Euler combinadas com amplitude do sinal analítico 73 (a) (b) Figura 4.6 Soluções de AN-Euler para as anomalias magnéticas da porção norte da PAGO: (a) profundidade do topo (m) e (b) índice estrutural das fontes. Linha vermelha indica os limites geológicos das intrusões aflorantes da PAGO.

75 4.3 Soluções de Euler combinadas com amplitude do sinal analítico (a) 74 (b) Santa Fé Registro Araguaia (c) (d) Montes Claros de GO Morro do Macaco (e) 8 Arenópolis Figura 4.7 Soluções de AN-Euler com a profundidade do topo e índice estrutural das fontes: (a) Registro do Araguaia; (b) Santa Fé; (c) Montes Claros de Goiás; (d) Morro do Macaco; (e) Arenópolis. Linha vermelha indica os limites geológicos das intrusões aflorantes da PAGO.

76 4.3 Soluções de Euler combinadas com amplitude do sinal analítico 75 para profundidade do topo de até 900 m quando o método de AN-EUL foi aplicado para esta anomalia separadamente, como mostra a Figura 4.7 a. Os lineamentos que ocorrem acima da anomalia de Registro do Araguaia apresentam índice estrutural com valores menores (contato) em suas bordas e valores maiores em regiões mais internas (diques/sills ou cilindros horizontais). Os valores para profundidade também são inferiores nas bordas e maiores nas áreas internas. Quando analisamos as anomalias de Morro do Engenho, Santa Fé, Montes Claros de Goiás, Arenópolis, Buriti, Córrego dos Bois e Morro do Macaco as feições que mais se destacam são contatos circulares ou elipsoidais indicando a localização das bordas de cada intrusão alcalina (Figuras 4.7 a-e). As intrusões citadas parecem ser cortadas por lineamentos magnéticos rasos de direção NE-SW em seus centros. A aplicação deste método permitiu calcular a localização e geometria das principais fontes anômalas. As soluções para profundidades apresentaram valores que chegam até 1200 m. Os parâmetros iniciais do modelo de referência para a inversão magnética 3D estão na tabela 4.1. Tabela 4.1 Parâmetros iniciais do modelo de referência para a inversão magnética 3D. Intrusão Alcalina Extensão (km) a Profundidade do topo (km) 1- Morro do Engenho 8,0 0,1 3- Montes Claros de Goiás 10,0 0,1 12- Registro do Araguaia 10,0 2,0 13- Anomalia 2 6,0 2,0 4- Diorama 4,0 0,1 5- Córrego dos Bois 8,0 0,1 7- Buriti 4,0 0,1 2- Santa Fé 6,0 0,1 a Extensão X e Y são iguais A distribuição desse valores sobre os picos máximos do GHT mostram um padrão estrutural cujos principais traços alinham-se nas direções NE-SW e NW-SE, raramente na direção N-S. As soluções tipo dique e cilindro alinham-se também nessas direções, principalmente nas estruturas relacionadas ao Lineamento Transbrasiliano e Alto Paranaíba. As soluções de profundidade e geometria para as principais fontes alcalinas mapeadas foram usadas como vínculo na inversão

77 4.4 Resultados da inversão 3D dos dados magnéticos 76 3D para um modelo de contraste de susceptibilidade magnética. 4.4 Resultados da inversão 3D dos dados magnéticos A região de interesse foi discretizada em um conjunto de células retangulares, e cada uma com susceptibilidade magnética constante. O modelo de referência é composto de prismas nas posições (x 0, y 0 ), variando de 0 a 12 km de profundidade. Na definição do modelo de referência é importante a determinação da direção da magnetização total. Nós consideramos apenas os espécimes que apresentaram direções de magnetização coerentes para a determinação da média da direção da magnetização remanescente das amostras, sítios 01, 03, 04 e 07, discutidos na seção 2.2 do capítulo 2. O valor obtido para média da direção da magnetização remanescente foi I R = -40,3 o e D R = 1,8 o. Nós trabalhamos com a soma vetorial das componentes magnetização induzida M I (campo magnético atual com I=-19,5 o e D=-18,5 o ) e magnetização remanescente M R. A direção da magnetização total utilizada no procedimento de inversão foi I T = -39,0 o e D T = 1,0 o. Para os valores iniciais de susceptibilidade magnética (χ) do modelo, foram usadas as medidas de laboratório em amostras de afloramentos das rochas alcalinas da região de estudo com χ. O resultado da inversão obtido para a distribuição de susceptibilidade magnética com limites de susceptibilidade impostos em cada prisma deχ min = 0,0 (SI) eχ max = 0,1 (SI), determinados pela análise descrita no item anterio, Tabela 4.1. As interpretações de mapas GHT e fase (Figura 4.5) nos forneceram indicações da geometria das fontes magnéticas e os contatos das intrusões ficaram localizados nas bordas da anomalia. A distribuição de susceptibilidade magnética mostrou uma distribuição de propriedade física com maior tendência a um esferóide, com intrusões isoladas na subsuperfície (Figuras 4.8 a 4.11). Para a maioria das intrusões da PAGO a profundidade dos modelos obtidos ficou em torno de 10 a 12 km, com exceção de Registro do Araguaia cujo modelo de contraste de susceptibilidade magnética atingiu profundidades de até 16 km na base. A intrusão que corresponde a esta anomalia (n. 12) não aflora e a profundidade do topo foi estimada em Dutra,

78 4.4 Resultados da inversão 3D dos dados magnéticos 77 Figura 4.8 Modelo de distribuição de contraste de susceptibilidade magnética (S I) da área 1. Grade com espaçamento de 1x1x1 km nas direções x, y e z Marangoni & Junqueira-Brod (2011) pelo método de deconvolução de Euler combinado com amplitude do sinal analítico aplicado à anomalia magnética reduzida ao pólo cujos resultados em detalhe se encontram no ANEXO II. Com a aplicação desse método o topo ficou em torno de 1,5 km. Resultados da inversão magnética indicam que as intrusões podem atingir uma profundidade que chega até 12 km exceto Registro do Araguaia que atinge profundidades maiores em torno de 16 km com diâmetro de até 12 km. A aplicação desta técnica de inversão aos dados magnéticos resultou em distribuição de susceptibilidade magnética ocupando mais células nas direções x e y que o modelo de referência utilizado. A amplitude modelada se ajusta aos dados, mas o campo modelado é mais suave, como se observa nas Figuras 4.13 e Essa suavização é resultado da limitação do número de células que o programa comporta. O enfoque neste trabalho é entender a colocação dos corpos dentro da

79 4.4 Resultados da inversão 3D dos dados magnéticos 78 Figura 4.9 Modelo de distribuição de contraste de susceptibilidade magnética (S I) da área 2. Grade com espaçamento de 1x1x1 km nas direções x, y e z. Figura 4.10 Modelo de distribuição de contraste de susceptibilidade magnética (SI) da área 3. Grade com espaçamento de 1x1x1 km nas direções x, y e z.

80 4.4 Resultados da inversão 3D dos dados magnéticos 79 Figura 4.11 Modelo de distribuição de contraste de susceptibilidade magnética (SI) da Área 4. Grade com espaçamento de 1x1x1 km nas direções x, y e z. crosta, o que nos levou a usar um tamanho maior de cada célula para inverter a área inteira. Os resultados das Figuras 4.13 e 4.14 representam a contribuição do campo magnético produzido pela magnetização remanescente mais magnetização induzida. A boa concordância entre a observação e o modelo indica que a inversão do campo total como utilizada neste trabalho é adequada. As intrusões aparecem separadas e com tendência na direção NW-SE. Os resultados podem ser interpretados como intrusões alojadas dentro da crosta superior. Possivelmente essas intrusões foram alojadas em uma zona de fratura usando uma região de fraqueza para atingir níveis superiores da crosta e câmeras magmáticas foram formadas ali, penetrando as fendas e podendo fluir através das rochas. Os resultados da inversão 3D mostram que as intrusões alcalinas têm profundidades de 10 a 12 km. Os intervalos de contraste de susceptibilidade magnética variam de 0,06 a 0,1 SI. As intrusões do norte do PAGO parecem seguir dois alinhamentos e ter tamanhos diferentes: os

81 4.4 Resultados da inversão 3D dos dados magnéticos 80 Figura 4.12 Modelo de distribuição de contraste de susceptibilidade magnética (SI) para os principais corpos da PAGO. Grade com espaçamento de 2x2x2 km nas direções x, y e z. que estão no limite norte são maiores enquanto que aqueles mais ao sul tem um tamanho menor e estão alinhados com um sistema de falhas e diques.

82 4.4 Resultados da inversão 3D dos dados magnéticos 81 Figura 4.13 Anomalia magnética medida (linha contínua vermelha) comparada com a anomalia magnética calculada (linha contínua preta) a partir da distribuição de contraste de susceptibilidade magnética obtida com a inversão para as áreas 1,2 3 e 4.

83 4.4 Resultados da inversão 3D dos dados magnéticos 82 Figura 4.14 Anomalia magnética medida (linha contínua vermelha) para região da PAGO comparada com a anomalia magnética calculada (linha contínua preta) a partir da distribuição de contraste de susceptibilidade magnética obtida com a inversão para toda a região.

84 83 5 Dados gravimétricos Foi utilizado parte do acervo de dados gravimétricos do Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas (IAG) para região de estudo. Estes dados foram obtidos em várias campanhas anteriores a 1990, em maio de 2004, julho/agosto de 2005 e julho de As campanhas mais recentes foram realizadas para melhorar a distribuição das estações gravimétricas da PAGO. Nos três últimos levantamentos (2004, 2005 e 2008) o posicionamento horizontal e vertical foi realizado com um GPS de dupla frequência. Este equipamento, em levantamentos geodésicos ou topográficos, proporciona as coordenadas retilíneas geocêntricas (X, Y, Z) referenciadas ao World Geodetic System WGS84, que podem ser transformadas em latitude, longitude e altitude geométrica. O posicionamento de todas as estações disponíveis encontra-se na Figura 5.1. A área de levantamento de dados gravimétricos é de aproximadamente 150 x 100 km distribuídos ao longo das estradas com afastamento médio de 5 km e densidade mais elevada (até 2 km) próximo das intrusões alcalinas ou de uma anomalia gravimétrica. A aquisição da aceleração de gravidade foi feita usando um gravímetro La Coste & Romberg, modelo G. Após a aquisição de dados gravimétricos foi feito o processamento de redução, que transformou as leituras do equipamento em acelerações e anomalias de gravidade para que fossem interpretadas em mapas e perfis. Em seguida foi realizada a separação regional residual dos dados de anomalia Bouguer onde um polinômio é ajustado ao campo total e posteriormente separado, para encontrar valores em superfície que melhor representem o comportamento regional dos dados.

85 5.1 Anomalia Bouguer Anomalia Bouguer Após a aquisição de dados gravimétricos segue-se com a etapa de processamento, conhecida como redução, que transforma as leituras do equipamento em acelerações e anomalias de gravidade. Para transformar as leituras do equipamento em acelerações e anomalias de gravidade os dados são corrigidos das variações temporais do campo de gravidade causadas pela atração luni-solar e deriva do equipamento, resultando no valor da gravidade no ponto. Em seguida subtrai-se a gravidade normal para estação, fornecida pela fórmula do Sistema Geodésico de Referência de São aplicadas as correção de ar-livre e de Bouguer (com densidade de 2,67 g/cm 3 ) obtendo-se as respectivas anomalias. Esse procedimento foi realizado através do programa REGRAV 02 (SÁ, 1994). As principais etapas de processamento de dados gravimétricos são: leitura com gravímetro e com GPS nas estações ao longo de uma linha gravimétrica; verificação, digitação e edição dos dados brutos; cálculo da deriva do equipamento; corrigir as leituras dos efeitos da perturbação luni-solar ou seja das variações temporais (maré); cálculo da atração do elipsóide de referência (gravidade teórica/ latitude); correção ar-livre - efeito da elevação acima do nível do mar; correção Bouguer - efeito da massa acima do nível do mar. Nos dados antigos do acervo do IAG (anteriores a 1990) o posicionamento das estações foi realizado com mapas topográficos na escala de 1: , com erro estimado de +/- 100 m para o posicionamento horizontal. A altitude, na maior parte dessas estações, foi obtida por barometria e o erro de fechamento nos vários circuitos não ultrapassou a 1,5 m. Para variações de altitude entre 1 e 2 metros o erro estimado é de 0,3 mgal e para variações no posicionamento

86 5.1 Anomalia Bouguer 85 horizontal entre 20 e 100 m, o erro é da ordem de 0,05 mgal. Esses erros foram calculados por SÁ (1994). Usando a fórmula de propagação de erro: errobouguer=[(erro de posição) 2 +(erro da altitude) 2 ] 1/2 obtém-se um erro da ordem de 0,3 mgal. Nos levantamentos feitos com GPS o erro de altitude de 30 cm implica em erro da ordem de 0,1 mgal. Cada estação foi monitorada em um período de 15 minutos pelo GPS de dupla frequência. O processamento dos dados inclui as estações de Brasília (IGS), Viçosa, Presidente Prudente, Curitiba, Belém e Cuiabá, todas da rede brasileira da monitoração contínua de GPS. Em sete referências de nível, dentro da área estudada, foi feito um monitoramento de 6 horas para melhorar a transformação da altura geométrica para ortométrica. O geóide da América do Sul desenvolvido por SÁ (2004) foi usado para determinar a altura ortométricas final. Detalhes do levantamento gravimétrico encontram-se em Dutra & Marangoni (2009). A interpolação dos dados da Figura 5.1 foi baseada no método de krigagem. Este método permite a análise da dependência espacial a partir do ajuste de semivariogramas experimentais a uma função simples. A caracterização da variabilidade espacial é feita por meio do mapeamento, a partir da estimativa sem tendenciosidade, de dados para locais não amostrados (ISAAKS; SRIVASTAVA, 1989). As anomalias variam em intervalos diversificados. Os valores mais negativos estão no sudoeste do mapa de anomalia Bouguer (Figura 5.1) sobre a Bacia do Paraná, variam de -70 a -100 mgal. As anomalias positivas estão ligadas a algumas intrusões alcalinas conhecidas, aflorantes ou mapeadas por aerolevantamentos. O intervalo de amplitude é de -10 a +40mGal, mostram forma oval a circular na superfície, como esperado para intrusões de núcleos massivos (plugs ou stock). Os quadrados na Figura 5.1 marcam os complexos alcalinos ao norte, centro e sul da PAGO. Estas áreas fazem parte da mesma província, os sinais gravimétricos são diferentes devido à composição química de cada área. A litologia predominante dos corpos intrusivos ao norte são peridotitos, piroxenitos, dunitos e gabros. Os valores de densidade variam de 3,0-3,4 g/cm 3 (ARENS; JOHNSON, 1995).

87 5.1 Anomalia Bouguer 86 Figura 5.1 Mapa de anomalia Bouguer. Pontos pretos representam as localização das estações gravimétricas obtidas em várias campanhas. O mapa apresenta a localizaçao das cidades e as três regiões da PAGO. Os limites de cada intrusão alcalina aflorante da PAGO estão sobrepostos ao mapa junto com a localização das principais intrusões (números em preto)

88 5.2 Separação regional-residual 87 Esses corpos plutônicos intrudem no contato entre o embasamento e a cobertura sedimentar, geralmente em contato direto com rochas graníticas e é limitado ao topo por rochas sedimentares do Rio Araguaia e Bacia do Paraná, com baixos valores de densidade, variando de 2,3-2,7 g/cm 3 para sedimentos e granitos. O cenário geológico promove um forte contraste de densidade positivo entre os corpos intrusivos e o seu entorno. Entre as rochas subvulcânicas e vulcânicas, na PAGO central, existem basaltos alcalinos (2,7-2,9 g/cm 3 ), traquiandesitos (2,5-2,7 g/cm 3 ) e clinopiroxenitos (3,1 g/cm 3 ) (ARENS; JOHNSON, 1995). Na parte central da PAGO as rochas subvulcânicas, com baixa densidade, estão agrupadas ao redor da Bacia do Paraná, que leva ao baixo contraste de densidade para esta região. No sul, as medidas de densidade das lavas variam de 2,34-3,33 g/cm 3 com média de 2,85 g/cm 3 (JUNQUEIRA-BROD et al., 2005a) e estão localizadas na borda da Bacia do Paraná, elas não mostram um contraste de densidade positivo claro. Além da composição química é necessário apontar que ao norte as estações gravimétricas estão em maior número e com espaçamento menor do que ao sul. A distribuição mais espaçada pode causar alguma perda na definição da anomalia. Outro aspecto está relacionado ao tamanho das intrusões que ao norte são maiores quando comparadas às do sul. 5.2 Separação regional-residual Para estimativa do efeito gravimétrico regional e posterior separação foi aplicado o método de ajuste polinomial por mínimos quadrados e polinômio robusto. A escolha do melhor regional é feita através da análise dos mapas regionais e residuais, verificando-se qual grau melhor representa a anomalia e como a superfície do regional se ajusta aos dados fora da área de concentração das anomalias. Para separação regional - residual da anomalia Bouguer o polinômio foi ajustado ao campo total pelo método de mínimos quadrados. Polinômios de graus mais elevados não podem ser

89 5.2 Separação regional-residual 88 empregados porque eles ajustam parte do residual, com isso os dados da anomalia Bouguer residual terão amplitude menor do que o residual verdadeiro e amplitudes negativas aparecerão nas bordas, porque o ajuste de uma função pelo método dos mínimos quadrados requer que a soma dos resíduos seja zero. Estas dificuldades podem ser reduzidas pelo uso de métodos mais robustos que os mínimos quadrados. O método de mínimos quadrados é uma solução particular do ajuste polinomial robusto. Esse método proposto por Beltrão, Silva & Costa (1991) tem uma resposta melhor do que as outras soluções polinomiais, pois a magnitude anômala modelada corresponde a valores médios do campo observado nas posições correspondentes. A anomalia Bouguer foi ajustada por polinômios de diferentes graus para escolha do grau que melhor representa o campo regional. A anomalia Bouguer pode ser ajustada por polinômios de diferentes graus e o grau ótimo da avaliação polinomial pode ser estimado de um ponto de descontinuidade do gradiente em um gráfico de variância por grau do polinômio. Para o ajuste por mínimos quadrados o gráfico de variância versus grau do polinômio não apresentou uma grande descontinuidade (Figura 5.2). No ajuste polinômial robusto o gráfico na Figura 5.2 mostra que entre o grau 3 e 4 há uma descontinuidade. Figura 5.2 Variância da anomalia Bouguer versus grau do polinômio obtido: (a) pelo método de mínimos quadrados; (b) pelo ajuste polinomial robusto.

90 5.2 Separação regional-residual 89 A escolha do melhor regional foi feita através da análise de perfis regionais e residuais, verificando-se qual grau melhor representa a anomalia e como a superfície do regional se ajusta aos dados fora da área de concentração das anomalias. Os perfis gravimétricos AA, BB, CC e DD foram retirados dos dados interpolados do mapa de anomalia Bouguer e foram escolhidos de forma que cortassem as anomalias mais significativas da província (Figura 5.3). Esses perfis foram utilizados na separação regional-residual da anomalia Bouguer. Os perfis dos valores regionais obtidos pelos ajustes polinomiais por mínimos quadrados (Figura 5.4) mostram valores mais elevados que a anomalia Bouguer observada para a tendência regional e longe das anomalias, quando esses valores são removidos, sobram valores muito negativos fora da área de concentração das anomalias principais. Os valores do regional obtidos pelo polinômio robusto (Figura 5.5) se ajustam melhor às tendências observadas nas bordas dos perfis retirados. O resultado do polinômio de grau 4 se ajusta melhor à superfície do regional dos dados fora da área de concentração das anomalias, quando comparado aos outros graus. O campo devido às massas anômalas foi obtido pela subtração de uma superfície de grau 4 dos dados gravimétricos. O ajuste do polinômio de grau 3 (método dos mínimos quadrados) cujo resultado está na Figura 5.4 e polinômio de grau 4 (polinômio robusto) com resultado na Figura 5.5, para os dados de anomalia Bouguer, g T 3 e g T 4 são mostrados na Figura 5.6 respectivamente. Outra forma de ajustar um campo regional para a anomalia Bouguer é através de transformações lineares (filtros) nos dados aplicada no domínio do número de ondas. Para validar a tendência regional do resultado do polinômio de grau 4, foi utilizado a técnica de continuação para cima a uma altura apropriada. O resultado da continuação foi considerado como regional e comparado à tendência regional do ajuste polinomial. O cálculo do campo a níveis superiores, chamado de continuação para cima, remove anomalias de alta frequência relativo a anomalias de baixa frequência. O processo pode ser usado para suprimir o efeito de anomalias mais rasas quando se pretende detalhar as anomalias mais profundas.

91 mgal Separação regional-residual 90 C' A B' D B D' C A' Figura 5.3 Mapa de anomalia Bouguer com os perfis AA, BB, CC e DD para escolha do campo regional.

92 5.2 Separação regional-residual (mgal) Perfil AA" (km) bouguer grau 1 grau 2 grau 3 grau 4 grau 5 grau Perfil BB" (km) (mgal) bouguer grau 1 0 grau 2 grau 3 20 grau 4 grau 5 40 grau Perfil CC" (km) Pefil DD" (km) Figura 5.4 Perfis AA, BB, CC e DD para escolha do campo regional analisando os resultados obtidos pela regressão polinomial de grau 1 a (mgal) Perfil AA" (km) bouguer grau 1 grau 2 grau 3 grau 4 grau 5 grau Perfil BB" (km) (mgal) bouguer grau 1 0 grau 2 grau 3 20 grau 4 grau 5 40 grau Perfil CC" (km) Pefil DD" (km) Figura 5.5 Perfis AA, BB, CC e DD para escolha do campo regional analisando os resultados obtidos pelo método robusto de grau 1 a 6. A continuação para cima transforma o campo potencial medido sobre uma superfície para um campo que poderia ter sido medido sobre outra superfície. A continuação para cima desloca o observador da anomalia da superfície para uma superfície acima daquela determinada altura. A transformação atenua principalmente os pequenos comprimentos de onda, podendo

93 5.2 Separação regional-residual 92 ser utilizada na determinação do campo regional. (a) (b) Figura 5.6 Ajuste polinomial da anomalia Bouguer para a PAGO: (a) polinômio de grau 3 pelo método dos mínimos quadrados; (b) polinômio de grau 4 pelo método polinomial robusto (intervalo de contorno de 5 mgal). Em Zeng (1989) a anomalia Bouguer ( g B ) é continuada para cima a várias altura (H) (1,...,10, 15,...75, 80 km) e esses mapas são analisados respectivamente de forma que o número de pontos extremos (N) com gradiente g B(H) x,y seja calculado. = 0 de cada mapa de contorno da continuação O grau ótimo do polinômio regional para ajustar a anomalia Bouguer foi estimado do ponto de descontinuidade do gradiente em um gráfico de variância por grau do polinômio. Este gráfico é obtido por medidas de polinômios ajustados em diferentes graus para uma continuação para cima da anomalia Bouguer a uma altura apropriada, onde a forma da anomalia é similar àquela da anomalia regional. Os dados de anomalia Bouguer da PAGO foram continuados a várias alturas (H) (1,...,10, 15,...75, 80 km) e o número de pontos extremos (N) em função das várias alturas foi plotado na Figura 5.7. Pode ser visto que a partir da altura de 35 km o número de pontos extremos N do mapa de contorno da continuação a diferentes alturas é aproximadamente constante. Em função da Figura 5.7 decidiu-se analisar a continuação para cima para as altitudes de 35 e 40 km.

94 5.2 Separação regional-residual N altura (km) Figura 5.7 Número de pontos extremos N versus altura da continuação H. As anomalias continuadas g B (35) e g B (40) são bem similares, como pode ser visto na Figura 5.8, com diferença na amplitude da anomalia como esperado. -14 (a) -14 (b) Figura 5.8 Continuação para cima da anomalia Bouguer para a PAGO: (a) à altura de 35 km; (b) à altura de 40 km (intervalo de contorno de 2 mgal). Foram ajustados polinômios para a anomalia g B (35) e g B (40), as Figuras 5.9 e 5.10 mostram a descontinuidade do gradiente em um gráfico de variância por grau do polinômio

95 5.2 Separação regional-residual 94 usado, para definir o grau que melhor representa o regional. Para ambos o grau 4 representa melhor o regional. Esse campo é caracterizado por feições geológicas de grande extensão como embasamento, arcos, entre outras feições, apresentando geralmente dimensões superiores ao do alvo escolhido para o estudo. Entre algumas propriedades do campo Bouguer regional estão o grande comprimento de onda, a continuidade do campo e suavidade Variancia Grau do Polinomio Figura 5.9 Variância versus grau do polinômio ajustado para anomalia Bouguer continuada a 35 km Variância Grau do Polinomio Figura 5.10 Variância versus grau do polinômio ajustado para anomalia Bouguer continuada a 40 km.

96 5.2 Separação regional-residual (a) -14 (b) Figura 5.11 Ajuste polinomial de grau 4 da continuação para cima da anomalia Bouguer para a PAGO: (a) à altura de 35 km; (b) à altura de 40 km (intervalo de contorno de 2 mgal). Comparando a Figura 5.6 com a resposta da continuação para cima nas referidas altitudes (Figura 5.11) nota-se que as tendências g T 3 e g T 4 e as continuações g B (35) e g B (40) são similares. Esta pode ser uma maneira efetiva para estimar o grau do polinômio ajustado para anomalias gravimétricas regionais. O mapa de anomalia Bouguer residual (Figura 5.12) é o resultado da remoção da superfície polinomial de ordem 4, obtida através do ajuste polinomial robusto. Os resultados apresentam anomalias quase circulares e com uma tendência de alongamento como pode ser visto no mapa de anomalia Bouguer residual. Este mapa foi dividido nas áreas 1, 2 e 3, e utilizadas no processo de inversão dos dados gravimétricos, os resultados estão discutidos na próxima seção. No mapa de anomalia Bouguer residual percebe-se que as anomalias são quase circulares e com uma tendência de alongamento na direção NE-SW ao norte da província próximo a Morro do Engenho (n. 1) e na direção NW-SE a partir da anomalia de Registro do Araguaia (n. 12) se estendendo até a parte central da PAGO.

97 5.3 Inversão 3D dos dados gravimétricos 96 Figura 5.12 Mapa de anomalia Bouguer residual obtido pela subtração de uma superfície de grau 4 dos dados gravimétricos. Neste mapa estão delimitadas as áreas 1,2 e 3 usadas na inversão. Os limites de cada intrusão alcalina aflorante da PAGO estão sobrepostos ao mapa junto com a localização das principais intrusões (números em branco). 5.3 Inversão 3D dos dados gravimétricos Os dados gravimétricos de uma determinada região de interesse podem ser igualmente explicados por um conjunto de configurações de modelos. As estimativas baseadas em métodos potencias são comumente afetadas pelas relações de não unicidade entre o modelo e o espaço de dados. Para melhorar as estimativas e reduzir as incertezas é possível definir modelos de referência a partir de algumas equações que trazem informações a priori sobre a geometria das

98 5.3 Inversão 3D dos dados gravimétricos 97 fontes. Os dados gravimétricos devem ser explicados dentro de uma precisão experimental (σ) e os valores de densidade devem ser definidos dentro de limites mínimo e máximo definidos pelo intérprete. As observações gravimétricas são aproximadas por funções contínuas que expressam a relação entre a propriedade física e as observações do correspondente gravimétrico. O método de Li & Oldenburg (1996, 1998) usa uma formulação linear para o problema inverso e representa o substrato por uma malha homogênea de células com tamanho e posição conhecidos, mas com contraste de propriedade física desconhecida. A distribuição em subsuperfície é calculada e a anomalia resultante é comparada aos dados observados. Novas mudanças no modelo de referência podem ser feitas, e um nova iteração para inversão é realizada. Uma das etapas anteriores a inversão propriamente dita, é a estimativa de um modelo de referência que incorpore toda informação geológica que deve ser traduzida matematicamente. A primeira e segunda derivada vertical dos dados magnéticos são comumente calculadas para enfatizar anomalias de curto comprimento de onda resultante de fontes superficiais. A aplicação destas técnica pontuou cada intrusão alcalina e assumimos que cada anomalia é produzida por um corpo isolado, como um prisma vertical. Os resultados da análise magnética são apresentados na Tabela 5.1. Tabela 5.1 Parâmetros do modelo de referência para inversão 3D gravimétrica. Complexo Alcalino X c (km) Y c (km) Extensão Prof. do Topo Área Morro de Engenho 38,0 74,0 8,0 0,1 3 - Montes Claros de Goiás 70,0 18,0 10,0 0, Registro Aruaguaia 40,0 46,0 12,0 2,0 Anomalia 2 56,0 88,0 6,0 2,0 Área 2: 3 - Montes Claros de Goiás 22,0 62,0 10,0 0,1 4 - Diorama 42,0 38,0 4,0 0,1 5 - Córrego dos Bois 62,0 20,0 8,0 0,1 7 - Buriti 44,0 18,0 4,0 0,1 Área 3: 2 - Santa Fé 22,0 40,0 6,0 0,1

99 5.3 Inversão 3D dos dados gravimétricos 98 Para detectar a borda de cada corpo foi utilizado gradiente horizontal total (raíz quadrada da soma dos quadrados das derivadas-x e -y) dos dados magnéticos. Picos na magnitude do gradiente horizontal total foram usados para mepear limites de contraste de susceptibilidade magnética próximos da vertical, tais como contatos geológicos da PAGO. Escolhemos os dados aeromagnéticos para obter estimativas médias dos parâmetros de inversão porque estes têm maior resolução espacial. Os dados aeromagnéticos recobrem a área com maior número de pontos comparado aos dados gravimétricos. A inversão de anomalias gravimétricas consistiu na utilização de dados observados para gerar um modelo que tenta reproduzir as estruturas geológicas em subsuperfície que correspondem às observações gravimétricas. Foi usada a técnica de inversão 3D desenvolvido por Li & Oldenburg (1996, 1998), GRAV3D (2002). O modelo de interpretação consiste em uma grade de prismas 3D justapostos com contraste de densidade a ser determinado. Um bom modelo de referência foi criado, com as propriedades físicas (contraste de densidade) definidos para cada prisma desse modelo. Para o modelo calculado a subsuperfície foi discretizada em células com tamanho de 2 km em x, y e z as direções para as áreas 1 e 2 (na Figuras 5.13 e 5.14), e com células de 1 km de x, y e z para a área 3 (na Figura 5.15 ). Os limites impostos ao contraste de densidade foram ρ min = 0,0 g/cm 3 fora da anomalia, e ρ max = 0,3 g/cm 3 dentro dela. O valor máximo de contraste de densidade é referido aos de rochas como gabro, basalto, diabásio e rochas ultramáficas típicas na área de estudo (ARENS; JOHNSON, 1995). Li & Oldenburg (1998) minimiza o módulo das derivadas de primeira ordem da distribuição da densidade, ponderada ao longo das direções horizontal e vertical para evitar a tendência de concentração de massa nas fronteiras da região de interpretação. É aplicada uma função peso que não permita a atribuição de valores altos para as estimativas de densidade de distribuição entre a superfície da Terra e o topo da fonte. Assim, a eficácia da estratégia de Li e Oldenburg, encontra-se em conhecimento a priori sobre a profundidade da fonte superior. A função peso definida por (w(z)=(z z 0 ) β ), ondeβéuma medida da taxa de variação com a distância

100 5.3 Inversão 3D dos dados gravimétricos 99 do campo de gravidade e z 0 depende do comprimento de discretização da célula e a altitude da observação de dados. Foi usadoβigual a 3. O modelo de referência foi baseado em informações geológicas que sugeriam corpos intrusivos a intrusões plug-like (DANNI; GASPAR, 1994). Figura 5.13 Modelo de distribuição de contraste de densidade (g/cm 3 ) da área 1.

101 5.3 Inversão 3D dos dados gravimétricos 100 Figura 5.14 Modelo de distribuição de contraste de densidade (g/cm 3 ) da área 2. A grade utilizada tem a sua origem em (0,0) (Figs ) com as coordenadas 16,2 o S, 52 o W (área 1), 16,6 o S, 51.6 o W (área 2) e 16 o S, 51,4 o W (área 3). O modelo de referência consiste em corpos compactos de 4-10 km de largura e variando 0-8 km de profundidade centrado na posição X c e Y c. Os parâmetros estão na Tabela 5.1.

102 5.3 Inversão 3D dos dados gravimétricos 101 Figura 5.15 Modelo de distribuição de contraste de densidade (g/cm 3 ) da área 3. As Figuras 5.13, 5.14 e 5.15 mostram seções em profundidade com contraste da distribuição de densidade em subsuperfície obtida pelo processo de inversão. Na Figura 5.13 o contraste de densidade das rochas varia de 0,20 a 0,30 g/cm 3 (área 1). Morro do Engenho (n. 1) atinge uma profundidade de 12 km, e Registro do Araguaia (n. 12) vai até 18 km de profundidade. Apenas as intrusões 1 e 13 na Figura 5.13 parecem estar conectadas em profundidade, as outras intrusões aparecem desconectadas. Observamos também a presença de contraste de densidade não-nulos nas bordas leste e sul, como uma resposta das intrusões vizinhas localizadas nas áreas

103 5.3 Inversão 3D dos dados gravimétricos e 3. Figura 5.16 Anomalia gravimétrica medida (linha contínua vermelha) para região da PAGO comparada com a anomalia gravimétrica calculada (linha contínua preta) a partir da distribuição de contraste de densidade obtida com a inversão.

104 5.3 Inversão 3D dos dados gravimétricos 103 As intrusões da Figura 5.14, que representam a área 2, mostram um contraste de densidade de 0,20 g/cm 3 até uma profundidade de 4 km, e 0,30 g/cm 3 a partir daí. As principais intrusões atingem uma profundidade máxima de 12 km e são separados. As intrusões 5 e 7 na Figura 5.14 são ligados em profundidades superiores a 6 km. A Figura 5.15 representa a área 3 com o Complexo Santa Fé, que tem um eixo NS maior e EW menor. A distribuição de contraste de densidade de 0,25 (g/cm 3 ) atinge a profundidade de 10 km. A maioria das tendências de distribuição de contraste de densidade têm direção NW-SE em profundidades intermediárias. Os resultados da inversão 3D mostram que as intrusões alcalinas atingem profundidades de km, com exceção de Registro do Araguaia que atinge uma profundidade de 18 km. O ρ max foi 0,30 g/cm 3 nas áreas 1 e 2, na área 3, ρ max foi de 0,25 g/cm 3. A distribuição de contraste de densidade em profundidade aponta a forma esférica como a geometria preferível para distribuição de massa desses corpos. O ponto principal é que os corpos cortam profundidades intermediárias, nas seções rasas têm diâmetro de 4 a 6 km, em seções mais profundas têm um diâmetro menor. A exceção é Registro do Araguaia (n. 12 na Figura 5.13). A partir deste modelo foi calculado o campo gravimétrico por modelo direto e comparado com o valor verdadeiro na Figura 5.16 para cada área que foi utilizada na inversão. O modelo produz um resultado para a anomalia gravimétrica que se ajusta aos dados em valor de amplitude como se observa. As diferenças de amplitude são quase zero (no lado direito da Figura 5.16) Registro do Araguaia A anomalia Registro do Araguaia (n. 12) é a maior anomalia gravimétrica e magnética na área embora não haja nenhum afloramento na região (Figura 5.17). Tem uma assinatura magnética particular e segue uma direção NNE-SSW. Registro do Araguaia apresentou soluções do método An-Euler para a profundidade do topo de 600 a 800 m. As linhas que ocorrem ao norte da anomalia apresentam índice estrutural com valores variando de 0 a 2 estando bem alinhados, sugerindo contato ou presença de diques.

105 5.3 Inversão 3D dos dados gravimétricos 104 (b) (a) (c) (d) Figura 5.17 A anomalia Registro do Araguaia (n. 12) em destaque no mapa de anomalia Bouguer residual sobreposto: (a) ao mapa geológico simplificado mostrando os afloramento na região; (b) à anomalia magnética de campo total; (c) ao gradiente horizontal total da anomalia magnética reduzida ao pólo; (d) às soluções do método An-Euler para a profundidade do topo. A partir da Figura 5.17 é possível ver que as estruturas NW-SE e SE-NW são bem caracterizadas pelas anomalias magnética e gravimétrica. O gradiente horizontal total aplicado à anomalia magnética reduzida ao pólo demarca as principais estruturas geológicas, principalmente o contato lateral entre a cobertura sedimentar Cenozóica e o embasamento

106 5.3 Inversão 3D dos dados gravimétricos 105 Pré-Cambriano no norte da PAGO. Os limites de cada intrusão alcalina aflorante da PAGO estão bem marcados nos mapas da Figura As estruturas NW-SE são frequentes e parece ser a expressão superficial do caminho de intrusão do magma. As linhas SE-NW estão associadas em geral pelo alinhamento das intrusões em níveis intrusivos ligados às direções principais de extensão do Arco Bom Jardim. Esta estrutura abriu espaço para a volumosa quantidade de magma das intrusões ao longo da fronteira da bacia do Paraná. As estruturas relacionadas com o controle de lineamentos NE-SW estão localizadas em Registro do Araguaia e Morro do Engenho (anomalias 1, 12 e 13 na Figura 5.17 (d)). Para ver como o material magnético está distribuído na faixa NNE-SSW foi calculado o contraste de susceptibilidade magnética em profundidade (Figura 4.8), através da inversão tridimensional da anomalia magnética. Os limites do contraste de susceptibilidade magnética foramχ min = 0,0 (SI) eχ max = 0,1 (SI) dentro do prisma. Figura 5.18 Seções com (a) distribuição do contraste de susceptibilidade magnéticaχ min = 0,0 (SI) eχ max = 0,08 (SI) ) e (b) distribuição do contraste de densidade ( ρ min = 0,0 g/cm 3 e ρ max = 0,3 g/cm 3 ) obtidos da inversão 3D do perfil AB, da figura Para a distribuição de massa na faixa NNE-SSW foi calculado o contraste de densidade

107 5.3 Inversão 3D dos dados gravimétricos 106 em profundidade, através da inversão tridimensional da anomalia gravimétrica. Os limites do contraste de susceptibilidade magnética foramρ min = 0,0 (SI) eρ max = 0,3 (SI) dentro do prisma. A Figura 5.18 representa o contraste de susceptibilidade magnética e densidade dos resultados da inversão para o perfil AB (marcado na Figura 5.13) para a intrusão de Registro do Araguaia. A mineralogia magnética e massa atingem profundidade de 18 km. Nota-se que a susceptibilidade magnética é mais concentrada, como o reultadado de Morro do Engenho (n. 1) discutido em Dutra & Marangoni (2009). Isto sugere que Registro do Araguaia é um corpo zonado axialmente como alguns dos corpos aflorantes da PAGO. A anomalia Registro do Araguaia (n. 12) está no centro da principal área de complexos alcalinos. É mais profundo que as intrusões alcalinas e com mergulho na direção NE-SW de acordo com o modelo de contraste de densidade e susceptibilidade magnética. Mais detalhes sobre esta anomalia estão em Dutra, Marangoni & Junqueira-Brod (2011), no ANEXO II.

108 107 6 Conclusões Nós utilizamos as anomalias gravimétricas e magnéticas da PAGO para obter modelos de distribuição de contraste das propriedades físicas (densidade e susceptibilidade magnética) em subsuperfície. Para a inversão magnética 3D foi levado em consideração que essas anomalias sofrem uma significativa influência da magnetização remanescente. As informações geoquímicas evidenciaram o caráter alcalino para maior parte das amostras utilizadas neste trabalho. A partir da análise das componentes da magnetização em amostras orientadas foi possível isolar completamente a componente da MRN adquirida no processo de formação da rocha, através dos métodos de desmagnetização por campos alternados e térmica. Para a determinação da direção da magnetização média por sítio consideramos apenas os espécimes que apresentaram direções de magnetização coerentes e que tinham parâmetros estatísticos aceitáveis. Dos 68 espécimes analizados, 48 obedeceram aos requisitos acima resultando em magnetização remanescente com média 6,9 A/m, média para inclinação de -40,3 o e declinação de 1,8 o. A interpretação quantitativa dos dados magnéticos tem influência da presença de forte magnetização remanescente que provoca mudanças quanto à forma da anomalia magnética de campo total. Foi possível aplicar o filtros de redução ao pólo e realizar a inversão 3D dos dados magnéticos após a definição da direção da magnetização total que é a soma vetorial da magnetização induzida mais a remanescente. Essa soma resultou em valores de -39,0 o para a inclinação e de 1,0 o para a declinação. A aplicação do gradiente horizontal total aos dados magnéticos reduzidos ao pólo, com a

109 6 Conclusões 108 informação da direção da magnetização total, delineou as bordas de cada intrusão alcalina, que se apresentaram com formas aproximadamente circulares. A combinação de informações como susceptibilidade magnética, direção e intensidade da magnetização remanescente e geologia promoveu o conhecimento da estrutura das intrusões da PAGO. A área de estudo tem traços magnéticos que podem ser definidos por um conjunto de falhas e fraturas preenchidas por extensos diques máfico-ultramáficos que são predominantemente NW-SE e, secundariamente, SW-NE. Esta é a região onde os lineamentos regionais do Bom Jardim e Lineamento Transbrasiliano se cruzam. Estas são zonas de fraqueza crustal que foram reativadas no Cretáceo pelo magmatismo alcalino. O mapa da amplitude do sinal analítico calculado com base nos dados magnético reduzido ao pólo (Figura 4.4 a ), é caracterizado pelo relevo magnético moderado ao sul, e amplitudes maiores e um sinal mais homogêneo na área central e norte onde se localizam os corpos estudados. Os lineamentos WNW são exemplos de tais características de amplitude linear. As perturbações maiores no campo magnético são devido à presença de enxames de diques e pequenos corpos magnéticos posicionados nas direções WE e NS. Uma análise detalhada da amplitude do sinal analítico mostra lineamentos SW-NE e SE-NW chegando até 10 km de profundidade. Nas áreas pertencentes à unidade da Bacia do Paraná, há uma diminuição na densidade dos lineamentos. Isto pode ser visto pela atenuação das altas freqüências, que caracterizam essas feições. Informações de furos de sondagem a cerca de 100 km ao sul da área de estudo, dentro da Bacia do Paraná, mostra 2000 m de sedimentos Costa (2006). Na fronteira da bacia na área do PAGO, supomos que a cobertura sedimentar é menor do que a observada na furos ao sul, uma cobertura de sedimentos de pelo menos 400 m que pode também neutralizar os sinais de pequenos diques e fraturas. As estruturas NW-SE são freqüentes e bem caracterizada pela amplitude do sinal analítico, parece que estas são a expressão superficial do caminho de intrusão do magma. As linhas SE-NW estão associadas em geral pelo alinhamento das intrusões em níveis intrusivos ligados às direções principais de extensão do Arco Bom Jardim. Esta estrutura abriu espaço para

110 6 Conclusões 109 a volumosa quantidade de magma das intrusões ao longo da fronteira da bacia do Paraná (anomalias 12, 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9). As estruturas relacionadas com o controle de lineamentos NE-SW estão localizadas em Registro do Araguaia e Morro do Engenho (anomalias 1, 12 e 13 na Figura 4.3). As intrusões da PAGO tem raízes em profundidades variando de 10 a 12 km com contraste de densidade de 0,25-0,3 g/cm 3, com exceção do Registro do Araguaia, que atinge uma profundidade de 18 km com um contraste de densidade de 0,3 g/cm 3. Os intervalos de contraste de susceptibilidade magnética,06-0,1 SI. As intrusões localizadas no limite norte da PAGO são maiores, e as do sul são menores e estão alinhadas com um sistema de falhas e diques. O contraste de densidade calculado é compatível com câmaras preenchidas, principalmente, com magmas de silicato, tais como peridotito piroxenito e gabro, que podem ter sido submetidos a algum grau de cristalização fracionada e pode levar à intrusões zonadas. Os dados de suscetibilidade magnética também corroboram com uma faixa relativamente estreita de composição em termos de teor de ferro. Na verdade, a exumação dos complexos plutônicos da PAGO são dominados por silicatos. Outra característica interessante mostrada pela anomalia de Registro do Araguaia é a complexidade da intrusão, o que pode representar um processo de colocação de vários estágios. De acordo com nossos resultados de inversão 3D, consideramos a distribuição do contraste de densidade como intrusões localizadas no interior da crosta superior, com formas variando de esférica (intrusões 1, 2 e 3) a cilíndrica (intrusão 5) com formas intermediárias de um tronco de cone para o Registro do Araguaia, cujo topo se encontra a uma profundidade de 2 km, e um possível dique (corpo 13). Os resultados obtidos com a inversão dos dados para as intrusões nesta área têm um aspecto diferente de outros estudos de intrusões alcalinas discutidos na introdução. Alguns desses estudos Bott & Tantrigoda (1987), Arzamastsev et al. (2000), Rugenski, Mantovani & Shukowsky (2001), Chandrasekhar et al. (2002) modelaram complexos alcalinos como cilindros verticais relativamente estreitos em profundidades maiores, e outros como corpos

111 6 Conclusões 110 concêntricos sub- vertical com dimensão maior em profundidade. Neste estudo foram encontradas esferas e cilindros com dimensões comparáveis na lateral e vertical, de acordo com as posições de campo e dá a idéia de que pelo menos uma parte dessas intrusões foi colocada como pequenos cristais na forma de cogumelo que se aglutinaram em corpos esferoidais na discordância Pré-cambriano/Fanerozóico. Como o magmatismo alcalino envolve pequenos volumes em cada pulso, é mais difícil manter contato entre as intrusões, embora haja um número significativo deles distribuídos na área. Do norte a sul da PAGO, há uma mudança considerável em termos de nível estratigráfico onde as rochas alcalinas estão expostas. Junqueira-Brod et al. (2005a) propôs um modelo para câmara magmáticas na PAGO, onde corpos plutônicos foram intrudidos ao longo do contato entre embasamento pré-cambriano e a bacia sedimentar do Paraná, normalmente em contato direto com as rochas graníticas e limitada no topo por rochas sedimentares Devonianas da Formação Furnas. Esta discordância permitiu espaço suficiente para acomodar quantidades relativamente grande de magma. Os lineamentos orientados NW-SE e NE-SW parecem ser o local preferido para o magmatismo alcalino do Cretáceo Superior. As orientações dominantes estão fortemente relacionadas com os regimes extensionais que contribuíram para a ascensão do magmatismo alcalino. A região foi erguida durante ou após o Cretáceo Superior, e as intrusões máficas expostas (como no Morro do Engenho, Santa Fé, Montes Claros de Goiás, Buriti, Córrego dos Bois, Morro do Macaco, e Arenópolis) ou manteve-se próxima á superfície (tais como A2 e Registro do Araguaia). Nossos resultados sugerem que a geometria de intrusão pode ser mais bem explicada como câmaras magmáticas colocadas na crosta superior, algumas delas erodidas no início e atualmente exposta como complexos. O magma utilizou zonas de fraqueza relacionadas ao Lineamento Transbrasiliano, uma sutura antiga da crosta, que marca a colisão dos crátons Amazonas e São Francisco-Congo-Kalahari. A fronteira NE-SW da Bacia do Paraná é também uma importante zona de colocação do magma na PAGO central. A sutura do Cráton São Francisco e do bloco de embasamento sob a Bacia do Paraná foi também uma zona frágil,

112 6 Conclusões 111 que permitiu colocação dos fluxos kamafugíticos na parte sul do PAGO. Esta sutura é marcada no mapa de anomalia de Bouguer (Figura 5.12), por um par de anomalia positivo-negativo, alinhada ao longo de uma direção NE-SW.

113 112 Referḙncias Bibliográgicas ALMEIDA, F. Relações tectônicas das rochas alcalinas mesozóicas da região meridionalda plataforma sul-americana. Rev.Bras.Geoc., v. 13, n. 3, p , ARENS, T. J.; JOHNSON, M. L. Shock wave data for rocks. USA: In Rock Physics and Phase relations: A handbook of physical constants, ARZAMASTSEV, A. et al. Morphology and internal structure of the Kola Alkaline intrusions, NE Fennoscandian Shield: 3D density modelling and geological implications. Journal of Asian Earth Sciences, v. 18, p , ASSUMPÇÃO, M. et al. Intraplate seismicity in SE Brazil: stress concentration in lithosphericthin spots. Geophys. J. Int., v. 159, n. 159, p , BANERJEE, B.; GUPTA, S. P. D. Gravitational attraction of a rectangular parallelepiped. Geophysics, v. 42, n. 5, p , BARBOSA, V. C. F.; SILVA, J. B. C. Generalized compact gravity inversion. Geophysics, v. 59, p , BEAR, G.; AL-SHUKRI, H.; RUDMAN, A. Linear inversion of gravity data for 3-D density distributions. Geophysics, v. 60, p , BELTRÃO, J.; SILVA, J.; COSTA, J. Robust polinomial fitting method for rgional gravity estimation. Geophysics, v. 560, n. 1, p , BHATTACHARYYA, B. A method for computing the total magnetization vector and the dimensions of a rectangular block-shaped body from magnetic anomalies. Geophysics, v. 31, n. 1, p , BIZZI, L. et al. Heterogeneous enriched mantle materials and DUPAL-type magmatismalong the SW margin of the São Francisco Craton, Brazil. J. Geodynamics, v. 20, p , BLAKELY, R. S. Potential theory in gravity and magnetic applications. USA: Cambridge University Press, BOOKS, G. Remanente magnetzation as a contributor to some aeromagnétic anomalies. Geophysics, v. 27, p , BOTT, M.; TANTRIGODA, D. Interpretation of the gravity and magnetic anomalies over the Mull Tertiary intrusive complex, N W S cotland. Journal of the Geological Society, v. 144, p , BROD, J. et al. Mesozoic to Cenozoic alkaline magmatism in the Brazilian Platform. P. Comim-Chiaramont, C.B. Gomes (editors): Edusp, Fapesp, São Paulo, p.

114 Referências Bibliográgicas 113 CHANDRASEKHAR, D. et al. Gravity and magnetic signatures of volcanic plugs related to Deccan volcanism in Saurashtra, India and their physical and geochemical properties. Earth Planet Sci. Let., v. 201, p , COSTA, T. N. Estudo de espessura sedimentar na Bacia do Paraná com função do receptor de alta frequência p. Dissertação (Mestrado) Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas. Universidade de São Paulo, São Paulo -SP, COX, K. G.; BELL, J. D.; PUNKHURST, R. J. The interpretation of igneos rocks. London: Allen and Unwin, pp p. DANNI, J.; GASPAR, J. Química do katungito de Amorinópolis, Goiás: Contribuição ao estudo do magmatismo kamafugítico. Geochemistry Brazilian, v. 8, n. 2, p., DEBEGLIA, N.; CORPEL, J. Automatic 3-D interpretation of potential field data using analytic signal derivatives. Geophysics, v. 62, p , DUTRA, A.; MARANGONI, Y. R. Gravity and magnetic 3-D inversion of Morro do Engenho Complex, Central Brazil. Journal South American Earth Science, v. 28, p , DUTRA, A.; MARANGONI, Y. R.; JUNQUEIRA-BROD, T. Investigation of the goiás alkaline province, central brazil: Application of gravity and magnetic methods. Submetido ao Journal South American Earth Science, -, p., FISHER, R. Dispersion on a sphere. Proc. R. Soc. London Ser. A, v. 217, n. 217, p , GIBSON, S. et al. HIGH-TI AND LOW-TI MAFIC POTASSIC MAGMAS: KEY TO PLUME-LITHOSPHERE INTERACTIONS AND CONTINENTAL FLOOD BASALT GENESIS. EARTH PLANET. SCI. LETT., v. 141, n. 1, p , GIBSON, S. et al. The late Cretaceous impact of the Trindad mantle plume: evidence from large-volume, mafic, potassic magmatism in SE Brazil. J.Petrol., v. 36, n. 1, p , GIUSTINA, M. Geologia e Geocronologia da Sequência vulcano-sedimentar Campinorte e do Complexo Uruaçu, Província Tocantins. Dissertação (Mestrado) Universidade de Brasília, GOMES, C.; RUBERTI, E.; MORBIDELLI, L. Carbonatite complexes from Brazil: A review. J. South Am. Earth Sci., v. 3, n. 1, p , GRAV3D. A program library for forward modelling and inversion of gravity data over 3D structures, version 2.0. Developed under the consortium research project Joint/Cooperative Inversion of Geophysical and Geological Data, UBC-Geophysical Inversion Facility, Department of Earth and Ocean Sciences, University of British Columbia, Vancouver, British Columbia, GUILLEN, A.; MENICHETTI, V. Gravity and magnetic inversion with minimization of a specific functional. Geophysics, v. 49, p , HASUI, I. Y.; CORDANI, U. Idades potássio-argônio de rochas eruptivas mesozóicas do oeste mineiro e sul de Goiás. Congr. Bras. Geol., v. 22, p , 1968.

115 Referências Bibliográgicas 114 HSU, S.; SIBUET, J.; SHYU, C. High-resolution detection of geological boundaries from potential-field anomalies: An enhanced analytical signal technique. Geophysics, v. 61, n. 2, p , ISAAKS, E.; SRIVASTAVA, R. An introduction to applied geostatistcs. New York: Oxford University Press, JUNQUEIRA-BROD, T. C. Cretaceous alkaline igneous rocks from the Águas Emendadas region, Goiás, Central Brazil. 161p p. Dissertação (Mestrado) M. Sc. Dissertation, University of Durhan, 161p, JUNQUEIRA-BROD, T. C. et al. Emplacement of kamafugite lavas from the Goiás Alkaline Province, Brazil: Contraints from whole-rock simulations. South American Earth Sciences, v. 18, p , JUNQUEIRA-BROD, T. C. et al. Kamafugitic diatremes: their textures and field relationships with examples from the goia s alkaline province, brazil. Journal of South American Earth Sciences, v. 18, p , JUNQUEIRA-BROD, T. C. et al. A província alcalina de Goiás e a extensão do seu vulcanismo kamafugítico. Rev. Bras. Geoc., v. 32, n. 4, p , KEATING, P. B.; PILKINGTON, M. An automated method for the interpretation of magnetic vertical-gradient anomalies. Geophysics, v. 53, n. 3, p , LASA. Engenharia e Prospecções S.A. - Projeto de Levantamento Aerogeofísico do Estado de Goiás, 1 a etapa - Arco Magmático de Goiás de Arenópolis, Complexo Anápolis, Itauçu, Sequência Vulcano Sedimentar de Juscelândia. Relatório Final do Levantamento e Processamento dos Dados Magnetométricos e Gamaespectométricos. Convênio de Cooperação Técnica entre SGM/MME/CPRM/ e SIC/SGM/FUNMINERAL/Estado de Goiás, Relatório Final, Rio de Janeiro, LAST, B.; KUBIC, K. Compact gravity inversion. Geophysics, v. 48, p , LI, Y.; OLDENBURG, D. W. 3 D inversion of magnetic data. Geophysics, v. 61, p , LI, Y.; OLDENBURG, D. W. 3 D inversion of gravity data. Geophysics, v. 63, p , LI, Y.; OLDENBURG, D. W. Fast inversion of large-scale magnetic data using wavelet transformsand a logarithmic barrier method. Geophysics, v. 152, p , LI, Y. et al. Comprehensive approaches to the inversion of magnetic data with strong remanent magnetization. 74 th Ann. Internat. Mtg., Soc. Expl. Gophys., MAG3D. A program library for forward modelling and inversion of magnetic data over 3D structures, version 3.1. Developed under the consortium research project Joint/Cooperative Inversion of Geophysical and Geological Data, UBC-Geophysical Inversion Facility, Department of Earth and Ocean Sciences, University of British Columbia, Vancouver, British Columbia, 2002.

116 Referências Bibliográgicas 115 MEDEIROS, W.; SILVA, J. B. C. Geophysical inversion using approximate equality constraints. Geophysics, v. 61, n. 6, p , MILLIGAN, P. R.; GUNN, P. J. Enhancement and presentation of airborne geophysical data. Journal of Australian Geology and Geophysics, v. 17, n. 2, p , MOLINA, E.; USSAMI, N. The geoide in southeastern Brazil and adjacent regions: New constrains on density distribution and thermal state of the lithosphere. J. Geodynam., v. 28, p , MORAES, L. Petrologia, estratigrafia e potencial diamantífero da suíte vulcânica alcalina da região de Santo Antônio da Barra. 161p p. Dissertação (Mestrado) M. Sc. Dissertation, University of Brasília, 133p, MORBIDELLI, L. et al. Mineralogical, petrological and geochemical aspects of alkaline and alkaline-carbonatite associations from Brazil. Earth Sci. Rev., v. 39, p , NABIGHIAN, M. N. The analytic signal of two dimensional magnetic bodies with polygonal cross-section: It s properties and use for automated anomaly interpretation. Geophysics, v. 37, p , NABIGHIAN, M. N. Additional comments on the analytic signal of two-dimensional magnetic bodies with polygonal crosssection. Geophysics, v. 39, p , NAGY, D. The gravitational attraction of a right rectangular prism. Geophysics, v. 31, n. 2, p , PARKER, R. Geolphysical inverse theory. USA: Princeton University Press, PENA, G. S. Geologia da área do Projeto Goiânia II, Sudoeste de Goiás. Rev. Bras. Geoc., v. 4, p , PIMENTEL, M. M.; FUCK, R. A.; FISCHEL, D. P. DADOS Rb-Sr E Sm-Nd DA REGIÃO DE JUSSARA-GOIÁS-MOSSÂMEDES (GO), E O LIMITE ENTRE TERRENOS ANTIGOS DO MACIÇO DE GOIÁS E O ARCO MAGMÁTICO DE GOIÁS. Rev. Bras. Geoc., v. 26, n. 2, p. 61, PIMENTEL, M. M.; FUCK, R. A.; FISCHEL, D. P. Estudo isotópico Nm-Nd regional da porção central da Faixa Brasília, Goiás: Implicações para idade e origem dos granulitos do complexo Anápolis-Itauçu e rochas metassedimentaresdo grupo Araxá data of felsic volcanic rocks. Rev. Bras. Geoc., v. 29, n. 2, p , PIMENTEL, M. M. et al. Reappraisal of the santa rita greenstone belt stratigraphy, CentralBrazil, based on new U-Pb shrimpage and Sm-Nd data of felsic volcanic rocks. Rev. Bras. Geoc., v. 30, p , RAO, D. A.; BABU, H. V.; NARAYAN, P. V. Interpretation of magnetic anomalies due to dikes: the complex gradient method. Geophysics, v. 46, p , REID, A. B. et al. Magnetic interpretation in three dimensions using Euler deconvolution. Geophysics, v. 55, p , 1990.

117 Referências Bibliográgicas 116 RODRIGUES, B. J.; GIOIA, S. M. L. C.; PIMENTEL, M. M. Geocronologia e geoquímica de ortognaisses da região norte entreiporá e Firminópolis: Implicações para a evoluçãodo arco magmático de Goiás. Rev. Bras. Geoc., v. 29, n. 2, p , ROEST, W.; PILKINGTON, M. Identifying remanent magnetization effects in magnetics data. Geophysics, v. 58, p , ROEST, W.; VERHOEF, J.; PILKINGTON, M. Magnetic interpretation using 3-D analytic signal. Geophysics, v. 57, p , RUGENSKI, A.; MANTOVANI, M. S. M.; SHUKOWSKY, W. Modelo gravimétricos do Complexo Alcalino de Pariquera-Açu (SP). Revista Brasileira de Geociências, v. 31, n. 3, p , SÁ, N. O campo de gravidade, o geóide e a estrutura crustal na América do Sul. Tese (Livre Docência) IAG-USP, São Paulo, pp. SÁ, N. C. Redução de observações gravimétricas, teoria e prática. Departamento de Geofísica, Universidade de São Paulo - IAG/USP, SALEM, A. E. D.; RAVAT, D. A combined analytic signal and Euler method (AN-Euler) for automatic interpretation of magnetic data. Geophysics, v. 62, p , SGARB, P.; GASPAR, J. Geochemistry of Santo Antônio da Barra kamafugities, Goiás, Brazil. Rev. Bras. Geoc., v. 14, p , SGARBI, P. B. A.; HEAMAN, L. M.; GASPAR, J. C. U/pb perovskite ages for brazilian kamafugitic rocks: further support for a temporal link to a mantle plume hotspot track. Journal of South American Earth Sciences, v. 16, p , SHEARER, S.; LI, Y. 3D Inversion of magnetic total gradiente data in the presence of remanent magnetization. 74 th Ann. Internat. Mtg., Soc. Expl. Gophys., v. 152, p. SILVA, J.; BARBOSA, V. C. Interactive gravity inversion. Geophysics, v. 71, n. 1, p. P.J1 J9, SILVA, J.; HOHMANN, G. Nonlinear magnetic inversion using a random search method. Geophysics, v. 48, n. 12, p , TAUXE, L. Paleomagnetic Principles and Pratice. Dordrecht: Kluwer Academic Publishers, THOMPSON, D. T. EULDPH: A new technique for making computer-assisted depth estimates from magnetic data. Geophysics, v. 47, p , THURSTON, J. B.; SMITH, R. S. Automatic conversion of magnetic data to depth, dip, and susceptibility contrast using the SPI (TM) method. Geophysics, v. 62, n. 3, p , ULBRICH, M. N. C.; GOMES, C. B. Alkaline rocks from continental Brazil. Earth. Sci. Rev., v. 17, p , ZENG, H. Estimation of the degree of polinomial fitted to gravity anomalies and its application. Geophysical Prospecting, v. 37, p , 1989.

118 117 Anexo I Resultados das análises de elementos maiores e traços Tabela 1 Resultados das análises de elementos maiores (%) e traços (ppm) para amostras representativas das alcalinas investigadas. As determinações foram realizadas por Espectrometria de Fluorescência de Raios-X, empregando amostras fundida em matriz de borato. Elementos traços foram analisadas em amostras prensadas. Amostra A 09B 09C 10A 10B SiO 2 45,00 68,33 46,15 51,48 68,29 47,20 43,15 39,43 TiO 2 0,13 1,03 1,61 2,44 0,58 3,43 3,97 4,70 Al 2 O 3 0,51 13,84 16,96 15,40 14,29 13,27 7,41 9,58 Fe 2 O 3t 14,56 9,94 12,80 10,77 5,39 11,17 13,88 14,97 MnO 0,18 0,01 0,19 0,18 0,11 0,20 0,22 0,23 MgO 38,25 0,32 7,80 4,25 0,61 3,83 13,23 11,77 CaO 0,03 0,16 11,73 7,14 2,18 9,81 16,03 13,19 Na 2 O 0,21 0,87 2,36 3,63 3,47 2,14 0,88 2,83 K 2 O 0,11 5,40 0,23 4,09 4,90 7,16 0,66 2,50 P 2 O 5 0,01 0,09 0,17 0,61 0,17 0,79 0,57 0,82 Cr 6660,0 120,5 196,7 114,6 145,7 28,8 1854,9 453,0 Ni 9251,4 29,5 91,5 19,0 8,1 8,6 336,0 146,6 Ba 86,9 630,1 56,2 1046,8 965,8 840,5 3500,8 1308,5 Rb 23,1 116,6 5,5 81,9 165,5 47,4 100,3 66,8 Sr 175, ,9 870,5 176,2 619,7 343,8 La 30,7 3,6 79,3 66,5 62,6 44,3 73,7 Ce 203,7 67,6 16,8 78,6 88,6 256,3 110,4 Zr 43,9 420,5 103,2 392,9 436,3 297,4 195,8 279,8 Y 57,8 24,7 30,0 32,0 36,9 32,3 10,5 20,3 Nb 0,68 14,5 4,6 77,6 17,8 123,4 94,1 Cu 3,2 54,5 8,5 10,8 5,4 28,7 54,8 Zn 105,6 24,8 115,8 92,8 96,8 93,0 44,3 90,2

119 118 Anexo II Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods Aceito para publicação em 17/06/2011 pelo Journal of South American Earth Science.

120 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods119 *Manuscript Click here to view linked References Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods Dutra, Alanna C. 1, Marangoni, Yara R. 1 & Junqueira-Brod, Tereza C. 2 IAG-USP 1 Geophysics Department, Institute of Astronomy, Geophysics and Atmospheric Sciences, São Paulo University, Rua do Matão 1226, Cidade Universitária, São Paulo, SP, Brazil CEP: Instituto de Estudos Sócio Ambientais, Universidade Federal de Goiás, Campus II, Samambaia - Goiânia, GO, Brazil, Corresponding author: Yara Marangoni, yara@iag.usp.br Summary Abstract 1. Introduction 2. Geology and Tectonic 3. Aeromagnetic Data Set 3.1 Magnetic Data Processing 3.2 Depth and Geometry of the Magnetic Sources 4. Gravity Data Set 5. 3D Gravity Inversion 6. Registro do Araguaia Anomaly 7. Conclusions

121 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods Acknowledgments References Figure Caption Abstract We investigate the strong magnetic and gravity anomalies of the Goiás Alkaline Province (GAP), a region of Late Cretaceous alkaline magmatism along the northern border of the Paraná Basin, Brazil. The alkaline complexes (eight of which are present in outcrops, two others inferred from magnetic signals) are characterized by a series of small intrusions forming almost circular magnetic and gravimetric anomalies varying from -4,000 to +6,000 nt and from -10 to +40 mgal, respectively. We used the Aneuler method and Analytical Signal Amplitude to obtain depth and geometry for mapped sources from the magnetic anomaly data. These results were used as the reference models in the 3D gravity inversion. The 3D inversion results show that the alkaline intrusions have depths of km. The intrusions in the northern GAP follow two alignments and have different sizes. In the anomaly magnetic map, dominant guidelines correlate strongly with the extensional regimes that correlate with the rise of alkaline magmatism. The emplacement of these intrusions marks mechanical discontinuities and zones of weakness in the upper crust. According to the 3D inversion results, those intrusions are located within the upper crust (from the surface to 18 km depth) and have spheres as the preferable geometry. Such spherical shapes are more consistent with magmatic chambers instead of plug intrusions. The Registro do Araguaia anomaly (~15 by 25 km) has a particular magnetic signature that indicates that the top is deeper than 1,500 m. North of this circular anomaly are lineaments with structural indices indicating contacts on their edges and dikes/sills in the interiors. Results of 3D inversion of magnetic and gravity data suggest that the Registro do Araguaia is the largest body in the area, reaching 18 km depth and indicating a circular layered structure. Keywords: alkaline intrusions; 3D inversion; Aneuler method; gravity; magnetic. 1. Introduction Alkaline magmatism is characterized by a wide range of compositions, ranging from ultramafic to felsic, including a few cases where rocks in the same complex are extremely different, such as the presence of both silica-undersaturated and silica-oversaturated rocks. There are many evolved rock-types and a wide variety of igneous forms, with intrusive ones prevalent. The mechanism of emplacement and the relative volumes in any given complex are not well understood. Gravity studies of alkaline complexes indicate that geophysics can be useful in establishing the

122 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods relative volumes of the rocks in the suite by using known density contrasts from the literature to model the complexes as vertical cylinders. Forward modeling of the gravity or magnetic signal of alkaline intrusive complexes have been done by Bott and Tantrigoda (1987) in the intrusive complex located at Mull in NW Scotland, by Dindi and Swain (1988) in the Jombo Alkaline Complex, a large complex in Kenya, by Arzamastsev et al. (2000) in Kola Alkaline Province in the northeastern Scandinavian Shield, by Rugenski et al. (2001) who modeled the Pariquera-Açu alkaline complex emplaced in southeast Brazil, and by Chandrasekhar et al. (2002) who studied volcanic plugs associated with the Deccan Volcanic Province in Saurashtra, India. These complexes display strong gravity and magnetic anomalies. The Bouguer anomaly for each intrusion is semi-circular or circular. The main magnetic anomalies resemble magnetic dipoles. Density measurements range from 2.8 to 3.4 g/cm 3 and susceptibility ranges from 0.02 to 0.05 SI, with strong remnant magnetization (Dindi and Swain, 1988; Arzamastsev et al., 2000; Chandrasekhar et al., 2002). Dutra and Marangoni (2009) measured densities from 2.6 to 3.1 g/cm 3 and susceptibility from 0.01 to 0.06 SI for fresh rock outcrops in the Goiás Alkaline Province. The fresh rocks also have a strong remnant magnetization with a Konigsberger ratio, Q, from 3.00 to 65.0, based on laboratory measurements. Authors have used geometrical forms resembling cone trunks or plugs for density models in 2.5D or 3D forward modeling (Bott and Tantrigoda, 1987; Chandrasekhar et al., 2002). The body depths in the works mentioned above range from 6 km with a density contrast of 0.4 g/cm 3 to 12 km with lower density contrasts (0.3 g/cm 3 ). Dutra and Marangoni (2009) obtained a model for two alkaline intrusions from the Goiás Alkaline Province (GAP): Morro do Engenho (ME) and a covered possible body, A2, using inversion of magnetic and gravity data to estimate density and magnetic susceptibility at depth. ME and A2 reach a maximum depth of 10 km, and the density contrast distribution shows a NE-SW preferred orientation of the ME intrusive complex. Because the remnant magnetization is very important in the area, they inverted the magnetic data, testing two scenarios: only an induced field and an induced field plus remnant magnetizations. The results of the inversion using only the induced field could not explain the observed magnetic field, which was about 1,000 nt larger than the calculated one. The induced plus remnant field inferred from a wandering polar path fitted the observations better. Both 3D magnetic inversions and 2.5D forward modeling recover deeper and smaller intrusions compared with gravity results, suggesting a concentration of magnetic material at the centers of the intrusions. In this paper, we return to the north of GAP province to determine the subsurface structures of the alkaline complexes. In this study, we performed only 3D inversions for the gravity

123 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods data and used the magnetic data to get geometrical information about the source, such as its edges, structural index and depth. The edges were obtained from the horizontal gradient and analytical signal amplitude maps. The depths and structural indices were obtained from the combination of the Euler deconvolution method with the analytical signal applied to the total-field anomalies reduced to the pole, using the known direction of the induced plus the remnant field. This information was part of the initial model for the gravity inversion. 2. Geology and Tectonic Setting The Goiás Alkaline Province (GAP, Goiás State) and Alto Paranaíba Alkaline Province (APAP, Minas Gerais State) are a result of mafic-alkalic magmatism that occurred in Late Cretaceous along a NW-SE lineament. The Goiás Alkaline Province rocks penetrate the Brasília Belt (Valeriano et al., 2008) basement and the Goiás Magmatic Arc (Pimentel et al., 2000), and they intrude and overlie basalts and sedimentary rocks from the northern border of the Paraná Basin, Brazil (Carlson et al., 2007). The Goiás Alkaline Province includes mafic-ultramafic alkaline complexes in the northern portion, subvolcanic alkaline intrusions in the central region, and volcanic products to the south with several dikes throughout the area (Junqueira-Brod et al., 2005). The province intrusions are predominantly along a NW-SE track in a region 250 km long and 70 km wide, related to mapped faults. Previous work using seismic tomography and geoid height showed possible links between anomalies and the alkaline suite. Molina and Ussami (1999) studied the geoid height in SE Brazil and found a positive anomaly in the southern São Francisco Craton near the sea. The western boundary of this anomaly includes the APAP. According to the authors, this feature could be related to the presence of density anomalies caused by higher temperatures in the region. Seismic tomography studies of southwestern and central-western Brazil also detected lower velocities in the APAP (Minas Gerais State) and GAP (Goiás State) that may be related to a decrease in material density, a possible result of an increase in temperature (van Decar et al., 1995). According to Assumpção et al. (2004), there is a strong correlation between the locations of anomalies in the upper mantle and the outcrops of APAP and GAP. A remarkable feature of the Goiás Alkaline Province is the spatial distribution of the magmatic components. The province is characterized by the presence of plutonic intrusions in the north Junqueira-Brod et al. (2005), the northern GAP was probably uplifted during or after the Late Cretaceous, exhuming complexes of the Iporá region, the magma probably came straight from the mantle, experienced some volatile loss along the way, and was emplaced at the Precambrian/Phanerozoic unconformity. The GAP volcanic rocks

124 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods are the result of an intricate interplay of differentiation processes, including fractionation, liquid immiscibility, and magma mixing, which progressively changed the primitive magma. The way and order in which these processes interacted determined how the volcanism occurred at each locality. (Figure 1) The extreme northwest limit of the GAP is distinguished by the Morro do Engenho complex (#1 in Fig. 1) in the geophysical study in Dutra and Marangoni (2009). The maficultramafic alkaline Santa Fé complex (#2) is an ellipsoidal body dating to 86.7±1.8 Ma with K-Ar data from biotite from a missourite (Sonoki and Garda, 1988). The Montes Claros complex (#3 in Fig. 1) is composed of zoned intrusions with dunite in the center and clinopyroxenite, peridotite, alkaline gabbro and syenite at the borders. The Córrego dos Bois complex (#5) comprises two intrusions covering an area of approximately 33 km 2 and the Morro do Macaco complex (#6) comprises a zoned intrusion composed of dunite, wehrlite, olivine pyroxenite and clinopyroxenite from core to rim. The Fazenda Buriti complex (#7) occupies an area of approximately 35 km 2 and has olivine clinopyroxenite, melagabbro, syenogabbro and syenite intrusions. The Arenópolis complex (#8) is located to the west of the main cluster of plutonic complexes and comprises a N-S elongate elliptical intrusion covering an area of 12 km 2. These plutonic complexes represent the northern GAP (Brod et al., 2005). The central GAP includes Amorinópolis and Águas Emendadas subvolcanic areas (#9 and #10, respectively, in Fig. 1). In the southern GAP, the volcanic rocks of the Santo Antônio da Barra region (#11) alternate lavas and pyroclastic deposits. The lava flows occupy an area of 371 km 2 (Junqueira-Brod et al., 2002) and have a geochemical signature consistent with the plutonic complexes occurring in the northern GAP. The magmas ascended through the N40-50W Santo Antônio da Barra-Iporá tectonic-magmatic lineament. Published radiometric ages for some of the complexes set them at ages of 75 to 90 Ma. K-Ar measurements for five samples from the Santa Fé complex (Sonoki and Garda, 1988) give an age range of 76 to 80 Ma. Three samples from Montes Claros de Goiás give an age range of 89 to 94 Ma (Sonoki and Garda, 1988). The age range for the Iporá Complex is larger than the other complexes: 83 to 53 Ma (Sonoki and Garda, 1988). Whole-rock measurements for seven rocks from Santo Antonio da Barra give an age range from 90 to 26 Ma. Two measurements from analcitites give very young ages compared to the rest of the area: 40.1±1.2 Ma and 26.3±2.9 Ma. Carlson et al. (2007) set an age range of 80 to 85 Ma for the area and Gibson et al. (1995) set an age of 78 to 90 Ma based on their unpublished data. Based on published ages, we can consider the Goiás Alkaline Province to be from the Late Cretaceous. 3. Magnetic Data

125 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods The aeromagnetic data of the Goiás Aerogeophysical Project (Lasa, 2004) used here were acquired with N-S lines spaced at 500 m and E-W control lines 5 km apart. The survey was at a constant height of 100 m flown between June and November Observations were taken at a rate of ten measurements per second positioned with GPS coordinates (accurate to ± 10 m). More details of the processing of the raw data can be found in the survey report (Lasa, 2004). Due to aliasing effects, we do not have a good representation of anomalies smaller than 1 km, two times the spatial sample interval (Telford et al., 1990; Blakely, 1996). The aliasing effect expected from the ratio clearance/line spacing is about 20% (Reid, 1980) because most of the intrusions reach the surface. In Fig. 2, we can observe that the magnetic anomalies related to the alkaline intrusions are usually more than 10 km in diameter and that the linear features extend more than 20 km; both are large structures rooted in the upper crust and are crossed by various flight lines. Although some signals can be lost, we consider that the anomalies are well represented for our purpose. Figure 2 shows the residual magnetic field after correction for diurnal variation and subtraction of the International Geomagnetic Reference Field (IGRF). The observed rough magnetic relief may indicate that the spacing of the flight lines and the survey altitude are good enough to represent the major anomalies in the area. The anomalies related to the alkaline intrusions have normal polarization (i.e., positive lobe in the north) and appear as distinct and isolated features in a smooth background. A few NE- SW magnetic lineaments are also observed. (Figure 2) Quantitative magnetic data analysis was performed in the frequency domain using Fast Fourier Transform (FFT) filters. To avoid edge effects, we expanded the grid by 10% of its size, with regular values extrapolated from the original grid. The frequencies above the Nyquist wavenumber (1.9 cycles/km) were eliminated because they most likely represent noise. 3.1 Magnetic Data Processing The potential field T(x, y) reduced to the pole was used to perform the magnetic analysis discussed below. To perform the reduction to the pole, the direction of the inducing field and the remnant field were summed. The remnant field was measured at the Paleomagnetic lab of IAG-USP. The Analytical Signal Amplitude (ASA) delimits the horizontal position of magnetic sources. To determine the analytical signal we used the concepts explained in Nabighian (1972), Thompson (1982) and Blakely (1996). The analytical signal amplitude obtained from the magnetic anomalies reduced to the pole in Fig. 3a shows nearly circular features correlated with alkaline

126 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods rocks numbered in white. (Figure 3 (a)-(b)) Assuming that each magnetic anomaly is produced by an isolated body, such as a vertical cylinder, the horizontal diameters of the sources can be estimated from the figures as varying from 4 to 10 km. We also notice a structural pattern characterized by magnetic lineaments north of 16 S aligned mainly in the NNE-SSW direction, and NW-SE in the rest of the area. Some of them are coincident with mapped faults (black lines in Fig. 3). The horizontal derivatives were used to emphasize horizontal gradients of the potential field anomaly reduced to the pole that may indicate abrupt lateral changes in physical properties (Fig. 3b). In this figure, the circular shape of the intrusions is very clear. In Figure 3, the covered Registro do Araguaia (#12) anomaly has a particular signature. The anomaly seems to be divided into segments: an almost smooth oval area, 15 by 25 km, surrounded by small anomalies forming a rough border, and an extended belt oriented NNE-SSW, from the oval segment to the limit of the surveyed area. To the north of Santa Fé anomaly (#2) is the biggest magnetic lineament, almost 20 by 5 km, correlated with mapped fault. Detailed results for these features are discussed later. 3.2 Depth and geometry of the magnetic sources The "AN-EUL", based on the combination of the Euler deconvolution method with the analytical signal (Salem and Ravat, 2003), allows the estimation of the structural index and depth of the anomalous sources at the coordinate (x 0, y 0 ) of the maximum amplitude. AN-EUL solutions were obtained for each intrusion (Fig. 4) to correlate the depth of the tops of the magnetic sources and geometry with mapped fault locations. We used a 125 m cell size with a window of 10 times the cell size. The maximum distance acceptable from the window center was 50 km, and the maximum depth tolerance was 15%; this small tolerance allows more reliable solutions. Anomaly sources are shallow, varying from less than 100 m to 400 m, with less than 10% at a greater depth. The edges are well marked only in the Santa Fé (Fig. 5b) and Registro do Araguaia (Fig. 5a) areas. The rest of the alkaline intrusions also include solutions inside the bodies. The lineaments noted in Fig. 3 have depths shallower than 400 m. (Figure 4 (a)-(b)) The structural index (SI) (Thompson, 1982) is a measure of the rate of change with the distance of a potential field. The magnetic field of a punctual dipole falls off as the cube root of distance, giving an index of three, while an effective vertical line source such as a narrow, vertical pipe gives rise to a square root field falloff, or an index of two. Extended bodies are assemblages of dipoles and have indices ranging from zero (infinite sheet) to three. We notice that structural index

127 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods solutions with depths greater than 800 m have a structural index of 2 or 3 (Fig. 4). Because we are interested in spherical or cylindrical body shapes, we assume an index equal to 2 or 3 for the alkaline intrusions. Solutions indicating a contact (index 0) appear along the edges of the anomalies. Structural indices of 1 (dikes/sills) appear along the lineaments (northern anomalies) and crossing inside the anomalies in the southern area, coincident with the NW-SE lineaments, which are well marked by the horizontal gradient (Fig. 5c-e). (Figure 5 (a)-(e)) In Fig. 5a, the Registro do Araguaia anomaly goes from 400 m to 1,000 m depth and a structural index of 3. In the Morro do Engenho anomaly (#1 in Fig. 5a), most solutions, such as a cylinder, are shallow and appear centralized at the main circular feature. The Arenópolis magnetic anomaly (#8 in Fig. 5e) has concentrated solutions with a structural index of 2 and depth greater than 600 m. Based on these results, we set the initial reference model for the 3D gravity inversion, with the parameters listed in Table 1. Table Gravity Data Set The gravimetric data were acquired in the 1980s and three other surveys were performed between Gravity acquisition and reduction was done according to Dutra and Marangoni (2009). The gravity stations cover an area of about 150 x 100 km distributed along roads with spacing varying from 2 to 5 km in areas closer to the alkaline intrusions or other anomalies. Fig. 6 shows the Bouguer anomaly map with the gravity station distribution. We correlated the high values in circular gravity anomalies with known outcropping alkaline intrusions or with magnetic anomalies probably produced by buried alkaline intrusions as Registro do Araguaia. Most anomalies have a corresponding magnetic signal. The lowest negative values are in the southwest (Fig. 6) over the Paraná Basin and range from to mgal. The positive anomalies are associated with some known outcropping alkaline intrusions mapped by geophysical methods. Their amplitude ranges from to mgal, and they are roughly circular at the surface, as expected for massive intrusive cores (plugs or stock). The squares in Fig. 6 mark the alkaline complexes of the northern, central and southern GAP. Though these areas are part of the same province, the gravity signals are different. One possible cause may be differences in mineral composition for each area, as explained below. Other possibilities are related to the geological factors, such as different terrains in the emplacement areas, leading to diverse density contrasts, magma volumes and composition diversity of the alkaline

128 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods products, such as density, viscosity and mineral composition, that would result in bodies with varying shapes. Regarding the mineral composition, we need to consider that in the northern intrusions, peridotite, pyroxenite, dunite and gabbro are the dominant rocks. Density values for these rocks vary from 3.0 to 3.4 g/cm 3 (Arens and Johnson, 1995). These plutonic bodies were intruded at the contact between basement and sedimentary cover, usually in direct contact with granite rocks and limited at the top by the sedimentary rocks from the Paraná Basin and alluvium from the Araguaia River, with lower density values ranging from 2.7 g/cm 3 to 2.3 g/cm 3 for granite and sediments. This geological scenario provides a strong positive density contrast between the intrusive bodies and the surrounding rocks. Among the subvolcanic and volcanic rocks in the central GAP, alkaline basalts (2.7 to 2.9 g/cm 3 ) (Arens and Johnson, 1995), trachiandesite (2.5 to 2.7 g/cm 3 ) (Arens and Johnson, 1995) and clinopyroxenite (3.1 g/cm 3 ) are present. In the central GAP, the lower density subvolcanic rocks are set around the Paraná Basin, which led to lower density contrasts for this region. In the south, the lava densities range from 2.34 to 3.33 g/cm 3, with an average of 2.85 g/cm 3 (Junqueira-Brod et al., 2005). The lavas are emplaced at the border of the Paraná Basin, and we did not observe a strong gravity anomaly over them. It is necessary to point out that in the north, GAP gravity stations are greater in number and closer to each other than in the south. This may cause some loss in anomaly definition. (Figure 6) (Figure 7) We used the robust polynomial fitting method (Beltrão et al., 1991) to remove the regional effects. Robust polynomial fitting is similar to the least squares method, but it allows anomalies with only positive or negative signal to be better defined because it is not necessary that the residual sum goes to zero, as in the least squares method. In this method, a high-order polynomial resulted in negative anomalies at the profile borders that could not be explained by the local geology. The choice of the polynomial order was based on the analysis of profiles crossing the anomalies. Fig. 7 shows the residual Bouguer anomalies obtained by subtracting a fitted surface of order 4 (not shown) from the total Bouguer anomaly. The residual amplitudes range from 10.0 to 80.0 mgal in circular anomalies centered on alkaline intrusions. To perform a three-dimensional inversion, it was necessary to divide the GAP region in three areas (area 1, 2 and 3 in Fig. 7) due to software limitations. Dutra and Marangoni (2009) showed a forward model for magnetic and gravity data of

129 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods Morro do Engenho and A2 anomalies. Their results show that simple geometrical forms, such as spheres, match datasets well for magnetic property sources smaller than the mass source (readers are referred to Fig. 10 of Dutra and Marangoni (2009)). 5. 3D Gravity Inversion The model configuration explains both gravity and magnetic data because the estimate based only on potential fields is commonly affected by the non-uniqueness of the solution. To improve the estimate and reduce uncertainty we combine the available information in the area: gravity and magnetic data, measurements of density and magnetic properties, depth and structural index estimates, locations of edges of bodies and geological information. In the case studied here, the inversion of gravity anomalies consists of using observations to generate a model that tries to reproduce the subsurface geological structures that match gravity observations calibrated with geological and magnetic information. We use the 3D inversion technique developed by Li and Oldenburg (1996, 1998), GRAV3D (2002). The model consists of a grid of 3D prisms with density contrasts to be determined. A smooth initial reference model is set up with density defined for each prism. The gravity observations are approximated by a continuous function expressing the relationship between density and the corresponding gravity observations. The Li and Oldenburg method uses a linear formulation to the inverse problem, representing the substrate by a homogeneous grid of known size and position with unknown density contrast. A subsurface distribution is calculated and the resulting anomaly is compared to the observed data. Changes can be made in the reference model, and a new inversion iteration is performed. The subsurface was discretized in cells sized 2 km in the x, y and z directions for areas 1 and 2 (in Fig. 7), and with cells of 1 km in the x, y and z directions for area 3 (in Fig. 7). The min = 0.0 g/cm 3 Max = 0.30 g/cm 3 inside it. The maximum density contrast is based on gabbro, basalt, diabase, and ultramafic rocks, which are typical in the study area. Li and Oldenburg (1998) minimize the moduli of the first-order derivatives of the weighted density distribution along the horizontal and vertical directions to counteract the tendency of mass concentration at the borders of the interpretation region. The weight function does not allow the assignment of large values to the density distribution estimates between the E the Li and Oldenburg strategy lies in a priori knowledge about the depth of the top of the source. The weight function is w (z) = (z - z 0 ) - of change with distance of the gravity field and z 0 depends on the length of cell discretization and the altitude of the observation data. We considered

130 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods combine information based on geology (Gomes et al., 1990; Danni, 1994) that suggested that the intrusive bodies are plug-like intrusions and on our results from the magnetic analysis presented earlier and shown in Table 1. These inversions have their origins (0,0) (Fig. 7) at the coordinates 16.2 S, 52 W (area 1), 16.6 S, 51.6 W (area 2) and 16 S, 51.4 W (area 3). The initial reference model consists of compact bodies 4 to 10 km wide, ranging from 0 to 8 km depth, and centered on X c and Y c. The parameters are shown in Table 1. (figure 8), (figure 9), (figure 10) Figures 8, 9 and 10 show depth sections with subsurface density contrasts obtained by the inversion procedure. In Fig. 8 (area 1), the density contrast of the surface rocks to those lying deeper than 2 km ranges from 0.20 (g/cm 3 ) to 0.30 (g/cm 3 ). Morro do Engenho (#1 in Fig. 1) reaches a depth of 12 km, and Registro do Araguaia (#12 in Fig. 1) extends to 18 km depth. Only intrusions 1 and 13 in Fig. 8 appear to be connected at some depth; the other bodies appear separate. Magnetic data in the neighbor area (anomalies 1 and 12 in Fig. 2) pointed out at a set of extensive linear magnetic anomalies in the NE-SW direction that can be related to dikes, although we have not noticed any feature similar to that in the field because the region is covered with Araguaia River alluvium. We also note that in Fig. 8, the presence of non-zero density contrasts at the east and south borders are responses from neighboring bodies located in areas 2 and 3. Bodies in Fig. 9 that represent area 2 show a density contrast of 0.20 g/cm 3 to a depth of 4 km, and 0.30 g/cm 3 from 4 to 11 km; the density contrast then diminishes again past 11 km. The main features reach a maximum depth of 12 km and are separate. Intrusions 5 and 7 in Fig. 9 are connected at depths greater than 6 km. Fig. 10 represents area 3 with the Santa Fé Complex, which displays a N-S major axis and E-W minor axis. The distribution density contrast of 0.25 (g/cm 3 ) reaches a depth of 10 km. Most of the trends in density contrast have a N-S orientation at intermediate depths. The 3D inversion results show that the alkaline intrusions have depths of km, except for the Registro do Araguaia that reaches a depth of 18 km. In areas 1 and 2, Max was g/cm 3 ; in area 3, Max was 0.25 g/cm 3. The density depth sections point to spheres and cylinders with comparable vertical and horizontal sizes as preferable geometries for the mass distribution. It is evident that the centers of the larger bodies are located at intermediate depths of 4-6 km; shallower and deeper sections have smaller diameters for the bodies. The exception is the Registro do Araguaia (#12 in Fig. 8). Density variation inside the models, including some increase in density contrast with depth, may be related to fractional crystallization because most of the intrusions present a zoned distribution of magma products, with dunite in the center and less dense lithological

131 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods types at the border (Radaelli, 2000). (figure 11) We calculated the gravity field by forward modeling using the inversion results, and compared it with the observed Bouguer residual anomaly in Fig. 11 for each area. In these figures, the gravimetric anomaly fits the data amplitude and shape. The amplitude differences at the right side of Fig. 11 are almost zero. 6. Registro do Araguaia Anomaly The Registro do Araguaia anomaly (#12 in Fig. 1) is the largest gravity and magnetic anomaly in the area, although there are no outcrops in the area or any geological feature indicating this intrusion. It has a particular magnetic signature and follows a NNE-SSW direction (Fig. 5a). The Registro do Araguaia has AN-EUL method solutions with a top depth of 600 m to 800 m. The lines that occur north of the anomaly have structural indices ranging from 0 to 2 and are highly aligned, suggesting contacts or dikes. To observe how the magnetic material is distributed in the NNE-SSW belt, we ) in depth. We applied the technique developed from the total field magnetic anomaly produced by a thin two-dimensional vertical dike, according to the structural indices shown in Fig. 5a. We used the data from the flight line after corrections for diurnal variation and subtraction of IGRF. In this inversion, shown in Fig. 12, only the geometrical shape is set; we do not use any other constraint. This can result in a different response than that from 3D inversion, this different response can be verified when the results in Fig. 12 are compared with the 3D inversion cross sections in Fig. 13a. The different results are partially due to the non-uniqueness of the potential field and from the different datasets; the data from flight lines are very close (10 m), while the cell size is 2 km for the 3D inversion. (figure 12) Each section in Fig. 12 represents the distribution of magnetic susceptibility contrast at the flig values are recorded in intrusions 1 and 12 varying from 0.03 to 0.06 SI. The NNE- values extend to 10 km depth but can possibly reach greater depths. It is possible that the 2D inversion is better at recovering thin lineaments. Their positions can be traced along the flight lines, but is almost impossible to trace them in the 3D inversion. We also estimate the magnetic susceptibility contrast of the Registro do Araguaia through the 3D magnetic anomaly inversion developed by Li and Oldenburg (1996). The limits of

132 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods the magnetic susceptibility contrast were min Max = 0.08 SI inside it. (figures 13 (a)-(b)) Figure 13 a-b represents the magnetic susceptibility and density contrast from the inversion results for profile AB (marked in Fig. 12). Magnetic mineralogy and mass reaches depths of 18 km. Magnetic susceptibility is more concentrated, such as the results from Morro do Engenho discussed in Dutra and Marangoni (2009). This may suggest that the Registro do Araguaia is an axial zoned body, as are some of the outcrops in the GAP. 7. Conclusions The map of analytical signal amplitude calculated using the magnetic data reduced to the pole (Fig. 3a), characterized by low magnetic amplitude and moderate magnetic relief, shows a more homogeneous signal in the study area. The NNW lineaments are examples of such lowamplitude linear features. The larger disturbances in magnetic field are due to the presence of dike swarms and small magnetic bodies positioned in the N-S and N-E direction. A detailed analysis of the analytical signal amplitude shows SW-NE and SE-NW lineaments above 10 km depth. In the areas covered by Paraná Basin units, there is a decrease in lineament density. This can be seen in the attenuation of high frequencies, which characterize the lineaments. Borehole information about 100 km south of the area, inside the Paraná Basin, shows at least 2000 m of sediments (Costa, 2006). At the basin border in the GAP area, we expect sediment coverage less than that observed in the boreholes to the south, but sediment coverage of at least 400 m could also smooth the signal of small dikes and fractures. The study area has lineaments defined by an arrangement of faults and fractures filled by extensive mafic-ultramafic dikes that are predominantly SE-NW and secondarily SW-NE. This is the region where the regional lineaments of the Bom Jardim Arch and Transbrasiliano Lineament cross each other. These are crustal weakness zones that were reactivated in the Cretaceous by the alkaline magmatism. The SE-NW structures are frequent and well characterized by the analytical signal amplitude; it seems that these are the shallow expression of the emplacement path. The SE-NW lines are associated with the general alignment of the magma intrusions at emplacement levels linked to the main directions of extension of the Bom Jardim Arch. This structure opened enough space for the voluminous magma of the intrusions along the Paraná basin border (anomalies 12, 3, 4, 5, 6, 7, 8, 9). The structures related to the SW-NE lineament control the location of the Registro do Araguaia and Morro do Engenho complexes (anomalies 1, 12 and 13 in Fig. 5a).

133 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods The GAP intrusions have roots at depths ranging from 10 to 12 km with density contrasts of 0.25 to 0.3 g/cm 3, except for the Registro do Araguaia, which reaches a depth of 18 km with a density contrast of 0.3 g/cm 3. The magnetic susceptibility contrast ranges from 0.06 to 0.08 SI. The intrusions located at the northern boundary of the GAP are larger, and those to the south are smaller and are aligned with a system of faults and dikes. The Registro do Araguaia anomaly (#12) is at the center of the main area of alkaline complexes. It is deeper than the other alkaline intrusions and dips to the east according to the density contrast model (Fig. 8 and 13). The calculated density contrast is consistent with chambers filled mainly with silicate magmas such as peridotite, pyroxenite and gabbro that may have been subject to some degree of fractional crystallization that could lead to zoned intrusions. The magmatic susceptibility data also corroborate a relatively narrow compositional range in terms of iron content. Indeed, the exhumed plutonic GAP complexes are dominated by silicates. Another interesting characteristic shown by the Registro do Araguaia anomaly is the complexity of the intrusion, which may represent a multistage emplacement process. According to our 3D inversion results, we interpret the density contrast distribution as intrusions located within the upper crust, with shapes varying from spherical (intrusions 1, 2 and 3) to cylindrical (body 5) with intermediate forms of a cone sheet for the Registro do Araguaia, whose top lies at a depth of 2 km, and a possible dike (body 13). Thus, the intrusions in this area look different from other alkaline intrusion studies discussed in our introduction. Some of those studies (Bott and Tantrigoda, 1987; Arzamastsev et al., 2000; Rugenski et al., 2001; Chandrasekhar et al., 2002) modeled the alkaline complexes as relatively narrow vertical cylinders at greater depths, and others as sub-vertical concentric bodies widening downwards. Spheres and cylinders with comparable lateral and vertical dimensions were found, in agreement with the field exposures and the idea that at least some part of these intrusions were emplaced as crystal mushes, assembling as sphere-like bodies at the Precambrian/Phanerozoic unconformity. As alkaline magmatism involves small volumes at each pulse, it is more difficult to connect the bodies, although there are significant numbers of them distributed in the area. From north to south in the GAP, there is a considerable change in terms of stratigraphic level where alkaline rocks are exposed. Junqueira-Brod et al. (2005) proposed a model for the magma chamber positions in the GAP where plutonic bodies were intruded along the contact between Precambrian basement and the Paraná sedimentary basin, usually in direct contact with granitic rocks and the top limited by sedimentary rocks of the Devonian Furnas Formation. This unconformity allowed enough space to accommodate relatively large amounts of magma. The lineaments oriented NW-SE and NE-SW seem to be the preferred site of Late Cretaceous alkaline

134 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods magmatism. The dominant guidelines correlate strongly with the extensional regimes that contributed to the rise of alkaline magmatism. The region was uplifted during or after the Late Cretaceous, intrusions were exposed (as in Morro do Engenho, Santa Fé, Montes Claros de Goiás, Buriti, Córrego dos Bois, Morro do Macaco, and Arenópolis) or remained close to the surface (such as A2 and Registro do Araguaia). Our results suggest that intrusion geometry may be better explained as magmatic chambers emplaced in the upper crust, some of them eroded to the top and currently exposed as complexes. We inferred that the magma used zones of weakness related to the Transbrasiliano Lineament, an ancient suture in the crust that marks the collision of the Amazon and São Francisco- Congo-Kalahari cratons. The NE-SW border of the Paraná basin is also an important zone of magma emplacement in the central GAP. The suture of the São Francisco craton and basement block beneath the Paraná Basin was also a weak zone that allowed emplacement of kamafugite flows in the southern part of the GAP. This suture is marked on the Bouguer anomaly map (Fig. 6) by the positive-negative anomaly, aligned along a NE-SW direction. Acknowledgments This work was supported by São Paulo Scientific Foundation (FAPESP) grants 2006/ and 2007/ The authors acknowledge Clarino Vieira for field support and Nelsi de Sá for final GPS processing. We are thankful for the reviewers comments. References Arens, T.J. & Johnson, M.L., Shock wave data for rocks. In Rock Physics & Phase relations: A handbook of physical constants, AGU. Arzamastsev, A.A., Glaznev, V.N., Raevsky, A.B., Arzamastseva, L.V., Morphology and internal structure of the Kola alkaline intrusions, in Fennoscandian Shield: 3D density modeling and geological implications. Journal of Asian Earth Sciences 18, Assumpção, M., Schimmel, M., Escalante, C., Barbosa, J.R., Rocha, M., Barros, L.V., 2004, Intraplate seismicity in SE Brazil: stress concentration in lithospheric thin spots. Geophys. J. Intl.159 (1), Beltrão, J., Silva, J., Costa, J., Robust polinomial estimation. Geophysics 56(1), Blakely, R.S., Potential theory in gravity and magnetic applications. Cambridge University Press, USA. Bott, M.H.P., Tantrigoda, D.A., Interpretation of the gravity and magnetic anomalies over the

135 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods Mull Tertiary intrusive complex, NW Scotland. Journal of the Geological Society 144, Brod, J.A., Barbosa, E.S.R, Junqueira-Brod, T.C., Gaspar, J.C., Diniz-Pinto, H.S., Sgarbi, P.B.A., Petrinovic, I.A., Mesozoic to Cenozoic alkaline magmatism in the Brazilian Platform. P. Comim-Chiaramont, C.B. Gomes (editors). Edusp, Fapesp, São Paulo, Carlson, R.W., Araujo, A.L.N., Junqueira-Brod, T.C., Gaspar, J.C., Brod, J.A., Petrinovic, I.A., Hollanda, M.H.B.M., Pimentel, M.M., Sichel, S., Chemical and isotopic relationships between peridotite xenoliths and mafic ultrapotassic rocks from Southern Brazil. Chemical Geology 242, Chandrasekhar, D.V., Mishra D.C., Poornachandra Rao, R.G.V.S., Mallikharjuna Rao, J., Gravity and magnetic signatures of volcanic plugs related to Deccan volcanism in Saurashtra, India and their physical and geochemical properties. Earth Planet Sci. Let. 201, Costa, T. N., Estudo de espessura sedimentar na Bacia do Paraná com função do receptor de alta frequência. Dissertação de mestrado no Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas. Universidade de São Paulo, São Paulo -SP. Danni, J.C.M., Os picritos alcalinos da região de Iporá: implicações na gênese dos complexos tipo central do sul de Goiás. Revista Brasileira de Geociências 24 (2), Dindi, E. W., Swain, C.J., Joint three-dimensional inversion of gravity and magnetic data from Jombo Hill alkaline complex, Kenya. Journal of the Geological Society 145, Dutra, A.C., Marangoni, Y.R., Gravity and magnetic 3-D inversion of Morro do Engenho Complex, Central Brazil. Journal of South American Earth Science 28, Gibson, S.A., Thompson, R.N., Leonardos, O.H., Dickin, A.P., Mitchell, J.G., The Late Creatceous impact of the Trindade mantle plume: evidence from large-volume, mafic, potassic magmatism in SE Brazil. Journal of Petrology 36 (1), Gomes, C.B., Ruberti, E., Morbidelli, L., Carbonatite complexes from Brazil: A review. Journal of South American Earth Sciences 3(1), GRAV3D, A program library for forward modeling and inversion of gravity data over 3D structures, version 2.0. Junqueira-Brod, T.C., Gaspar, J.C., Brod, J.A., Jost, H., Barbosa, E.S.R., Ka Emplacement of kamafugite lavas from the Goiás Alkaline Province, Brazil: constrains from whole-rock simulations. Journal of South American Earth Sciences 18, Junquiera-Brod, T.C., Roig, H.L., Gaspar, J.C., Brod, J.A., Meneses, P.R., A Província Alcalina de Goiás e a extensão de seu vulcanismo kamafugítico. Revista Brasileira de Geociências 32(4), Ku, C.C, Sharp, J.A., Werner deconvolution for automated magnetic interpretation and its refinement using Maquardt's inverse modeling. Geophysics 48,

136 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods LASA Engenharia e Prospecções S.A., "Projeto Levantamento Aerogeofísico do Estado de Goiás 1ªEtapa Arco Magmático de Arenópolis Complexo Anápolis - Itauçu Seqüência Vulcano-Sedimentar de Juscelândia. Relatório Final do Levantamento e Processamento dos SGM/MME/CPRM e SIC/SGM/FUNMINERAL/Estado de Goiás, Relatório Final, 22 vol., Texto e Anexos (mapas), Rio de Janeiro. Li, Y., Oldenburg, D. W., D inversion of magnetic data. Geophysics 61, Li, Y., Oldenburg, D. W., D inversion of gravity data. Geophysics 63, Molina, E.C. & Ussami, N The geoid in southeastern Brazil and adjacent regions: new constraints on density distribution and thermal state of the lithosphere. J. Geodyn., 28: Nabighian, M., The analytic signal of two dimensional magnetic bodies with polygonal cross- maly interpretation. Geophysics 37, Pimentel, M.M., Fuck, R.A., Gioia, S.M.C.L., The Neoproterozoic Goiás Magmatic Arc, central Brazil: a review and new SM-Nd isotopic data. Rev. Bras. Geoc. 30(1), Radaelli, V.A., Programa levantamentos geológicos básicos do Brasil. Geologia e Recursos minerais do Estado de Goiás e do Distrito Federal. Informe de recursos minerais, Níquel do Morro do Engenho - Estado de Goiás. Goiânia, CPRM, 10p. Reid, A.B., Aeromagnetic survey design. Geophys. 45(5), Rugenski, A., Mantovani, M.S.M., Shukowsky, W., Modelo gravimétricos do Complexo Alcalino de Pariquera-Açu (SP). Revista Brasileira de Geociências, 31(3), Salem, A., Ravat, D., A combined analytic signal and Eul automatic interpretation of magnetic data. Geophysics 68, Sonoki, I.K., Garda, G.M., Idades K-Ar de rochas alcalinas do Brasil Meridional e Paraguai Oriental: compilação e adaptação às novas constantes de decaimento. Boletim IG-USP: Série Científica 19, Telford, W.M., Geldart, L.P., Sheriff, R.E., Applied Geophysics. Cambridge University Press, New York, 2 nd. Thompson, D.T., Euldph: A new technique for making computer-assisted depth estimates from magnetic data. Geophysics 47, Valeriano, C.M., Pimentel, M.M., Heilbron, M., Almeida, J.C.H., Trouw, R.A.J., Tectonic evolution of the Brasília Belt, Central Brazil, and early assembly of Gondwana. Geological Soc. London, Special Publication 294, van Decar, J.C., James, D.E., Assumpção, M., Seismic evidence for a fossil mantle plume beneath South America and implications for plate driving forces. Nature 378,

137 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods Table Caption Table 1. Parameters of the initial reference model for the 3D gravity inversion Figure Caption Figure 1. Geologic map of the GAP adapted from Brod et al. (2005). Inset shows GAP location. Square marks the study area; numbers refer to the alkaline intrusions. Figure 2. Total- white numbers indicate the locations of the alkaline intrusions shown in Fig. 1, and gray contours represent the mapped alkaline intrusions. Figure 3. (a) Analytical Signal Amplitude (ASA) and (b) horizontal gradient derivative of the reduced to the pole anomalies of the alkaline intrusions in the northern province. The black lines are geological lineaments and faults. White numbers refer to the alkaline intrusions of Fig. 1, and red contours represent the mapped alkaline intrusions. Figure 4. Euler solutions for (a) magnetic source depth and (b) structural index (geometry) at the northern GAP. Red lines represent the mapped alkaline intrusions. Figure 5. Depth and structural index solutions plotted on the vertical gradient map with the edges of the main GAP intrusions marked: (a) Registro do Araguaia; (b) Santa Fé; (c) Montes Claros de Goiás; (d) Morro do Macaco, Buriti, Córrego dos Bois, Amorinópolis; (e) Arenópolis. Circle color indicates depth, and size indicates structural index. Red lines represent the mapped alkaline intrusions, and black numbers indicate the locations of the alkaline intrusions shown in Fig. 1. Figure 6. Bouguer anomaly map with gravity stations (dots) and contours at 10 mgal intervals. Squares mark the alkaline complexes of the northern province, central and southern GAP. Red lines represent the mapped alkaline intrusions. Figure 7. Bouguer residual anomaly map of the northern area after subtraction of a surface of the 4 th order. The squares mark the study areas for inversions in figures 9, 10 and 11. White numbers indicate the alkaline intrusion locations. Red lines represent the mapped alkaline intrusions. Figure 8. Density contrast distribution in depth slices resulting from the inversion of the anomalies of area 1 shown in Fig. 7. Origin of the area is at 16.2 S and 52.0 W. Black numbers indicate the alkaline intrusion locations. Figure 9. Density contrast distribution in depth slices resulting from the inversion of the anomalies of area 2 shown in Fig. 7. Origin of the area is at 16.6 S and 51.6 W. Black numbers indicate the alkaline intrusion locations.

138 Figure 10. Density contrast distribution in depth slices resulting from the inversion of the anomalies of area 3 shown in Fig. 7. Origin of the area is at 16.0 S and 51.4 W. Black numbers indicate the alkaline intrusion locations. Figure 11. Difference between observed and estimated residual Bouguer anomaly of area 1 (bottom), area 2 (middle), and area 3 (top). Red lines are the results from model inversion intrusions and black lines are from the residual map of Fig. 7. Figure 12. Cross-sections of the magnetic susceptibility contrast distribution for the Registro do Araguaia anomaly. Profile AB was used to visualize results of the 3D inversion of magnetic data in Fig. 13. Figure 13. Cross- min = 0.0 SI, Max min = 0.0 g/cm 3, Max = 0.3 g/cm 3 ) obtained from 3D inversion. Location of the profile AB is shown in Fig Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods137

139 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods138 Figure1

140 x.0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods139 Figure

141 x x.0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods140 Figure

142 x x.0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods141 Figure

143 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods142 Figure x x #! # x " x $ x

144 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods143

145 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods144

146 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods145 Figure (km) (km) 100 Z = 0 2 km A B (km) 100 Z = 6 8 km (km) (km) (km) 100 Z = 2 4 km (km) 100 Z = km (km) g/cm (km) 100 Z = km N (km) 100 Z = km (km) (km)

147 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods146 Figure (km) Z = km (km) (km) Z = km (km) g/cm (km) Z = km (km) (km) Z = km (km) (km) Z = km (km) (km) Z = km (km)

148 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods147 Figure (km) (km) Z = 0 1 km (km) Z = 1 2 km (km) g/cm (km) Z = 3 4 km (km) (km) Z = 5 6 km (km) (km) Z = 7 8 km (km) (km) Z = 9 10 km (km)

149 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods148 Figure

150 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods149

151 .0 Investigation of the Goiás Alkaline Province, Central Brazil: Application of gravity and magnetic methods150 Figure13