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Instituto de Astronomia, Geofísica e Ciências Atmosféricas
IAG/USP
Caracterização Geofísica da Estrutura
de Impacto de Araguainha, MT/GO.
MARCOS ALBERTO RODRIGUES VASCONCELOS
ORIENTADOR: EDER CASSOLA MOLINA
São Paulo-SP
Março de 2007
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Caracterização Geofísica da Estrutura de impacto de
Araguainha,MT/GO.
por
Marcos Alberto Rodrigues Vasconcelos
Orientador: Eder Cassola Molina
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
INSTITUTO DE ASTRONOMIA, GEOFÍSICA E CIÊNCIAS
ATMOSFÉRICAS –IAG
UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO-SP
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ii
À minha família, sustento da minha
vida, aos meus amigos, apoios da
minha alegria, ao meu Amado,
Jesus Eucarístico, vivo e presente,
sustento da minha alma.
iii
Agradecimentos
À Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de São Paulo, FAPESP, pelo
apoio financeiro para a realização desta pesquisa, processo N
o
055-51530-3.
Ao CNPq pela concessão da bolsa de mestrado junto ao IAG.
À professora Yára Regina Marangoni pelo convite para participação do
projeto junto à FAPESP e pelo auxílio nas discussões ao longo do trabalho.
À CNEN/DNPM/CPRM pela liberação dos dados aeromagnéticos do Projeto
Alto Garças, 1972.
Ao Francisco Andrade, AGP-LA, pela disponibilidade dos dados da estação
magnética terrestre para correção dos dados de Araguainha.
Ao Cristiano Lana, da Universidade de Stellenbosch, África do Sul, pela
contribuição com os mapas e principalmente nas informações e discussões
geológicas.
Ao professor Álvaro Crósta, da UNICAMP, pelas discussões iniciais e
informações sobre Araguainha.
Ao professor Carlos Roberto Souza Filho, da UNICAMP, pelo fornecimento
das imagens Landsat.
Ao Elder Yokoyama, pela cessão dos dados de magnetização e amostras
para análise que fazem parte do seu mestrado, fundamentais para os resultados
deste trabalho, além das discussões e atualização do banco de artigos.
A todos os professores do IAG/USP que de alguma maneira me auxiliaram
nas discussões e informações relevantes ao escopo do trabalho, entre eles: à
professora Naomi Ussami nas discussões, ao professor Wladimir Shukowsky pelas
rotinas cedidas que auxiliaram na interpretação dos dados, ao professor Carlos
Alberto Mendonça pelas discussões dos testes sintéticos e disponibilidade, e ao
professor Ricardo Trindade pelas discussões geológicas na parte de interpretação
dos dados.
Agradeço aos funcionários desta instituição pela amizade, carinho e
paciência durante estes dois anos, em especial à Magda, à Virgínia e à Teca, pelas
quais tenho muito carinho.
À professora Sandra pelo tempo dedicado de ensino de inglês, francês e
grego.
iv
Aos meus novos amigos, a quem sempre me lembrarei com carinho como a
Gil, a Manuelle, o Eduardo, o Bob, o trio de “marcelos”: Marcelo Perez, Marcelo
Bianchi e Marcelo Guarido, a Selma, o Gelvam, o Marcus, o Itu, a Andréa, o Danillo,
a Lucieth, o Gaúcho. Um especial agradecimento ao Thiago e ao Marcelo Bianchi
por toda a ajuda e paciência em ensinar-me a programar; à Alanna por toda
disponibilidade no auxílio aos softwares de modelamento e inversão, e por teu
coração tão bondoso; ao Miguel pelo auxílio nas discussões sobre o campo
gravimétrico regional e pelo auxílio nos programas de interpolação; ao Daniel, por
toda informação de formatação do trabalho; ao Wanderley e ao Clarino pela ajuda
na coleta dos dados gravimétricos e aos meus recém-amigos de Ponte Branca:
Elexandres e esposa.
Aos meus companheiros de turma e sala, Sérgio e Franklin, pela alegria
proporcionada em nossa sala. Pelas piadas, gargalhas e discussões. Um especial
abraço fraterno ao meu grande amigo Franklin, que comigo partilhou alegrias,
tristezas, desânimos, madrugadas de estudo, brigas e tudo que compõe a arte da
amizade. Jamais me esquecerei de seu companheirismo, humildade e amizade.
Aprendi muito com você. Agradeço também à Alê, sua namorada e minha amiga,
pela alegria e apoio nestes tempos.
Ao meu grande “pai” aqui em São Paulo, que zelou por mim mesmo
indiretamente ao longo destes dois anos. Pela disponibilidade em conseguir o
alojamento pra mim antes mesmo de me conhecer, pela atenção, paciência e alegria
nas horas que os problemas assolaram. Pelos grandes incentivos que me tornaram
um profissional melhor e mais dedicado. Pelos elogios quando os resultados
estavam bons ou até mesmo ruins, mas que me impulsionaram a querer fazer
sempre o melhor. Sim, um grande “pai” e um verdadeiro orientador, muito obrigado
por tudo, professor Eder. Ganhei um amigo na pesquisa e na vida.
À minha família aqui de São Paulo, verdadeiros presentes de Deus pra mim,
o Ministério Cântico dos Cânticos: Clau, Dani, Márcio, Nathi, Rogério e Carlos. Muito
obrigado pelos inúmeros momentos de alegria, diversão, oração, expressão musical
e principalmente pela amizade de vocês. À tia Lívia, tio Carlos, Rodrigo e vó, que
também fazem parte desta família e me conquistaram com vosso amor de família.
Como não agradecer à tia Terezinha, ao tio Toni, à Sandra, ao Rafa, à Larissa, à
Camila, à Bê, à Michelle, ao Marcelo Lie, ao Júnior, e a todos que compõem esta
grande família Cântico dos Cânticos. Sou mais santo por ter vocês comigo. Podem
ter certeza que parte do meu coração aqui residirá.
v
A todos os meus amigos do Movimento Universidades Renovadas e ao Pe.
João Sérgio pelos momentos de orientação espiritual que fortaleceram a minha fé.
Aos meus queridos afilhados Márcio e Cíntia, Fabrício e Cássia, Robson e
Lucélia, Dângelo e Stella, que a mim confiaram seus testemunhos de casados
nestes dois anos, prova de seu carinho para comigo.
A todos os meus amigos que deixei em Brasília, e que souberam me
entender pelas vezes em que não tive tempo para visitá-los. À minha grande amiga
Sheila, que faz mestrado no INPE, por quem sempre torço e rezo e ao Titi por toda
ajuda mesmo à distância.
À minha Princesa, que nestes 108 dias de existência em minha vida me
compreendeu e se fez presença em meio à ausência.
Ao meu precioso ministério de música, os Arcanjos do Senhor, de Brasília:
Robson, Fabrício, Ebinho, Lucélia, Kati, Cyntia, Carlinhos, Hellora, Aline, Ari e Kell,
que me compreenderam e acolheram a vontade de Deus de me ausentar desta
missão por estes dois anos. Muito me alegra saber que a missão de Deus continua
firme e que tenho amigos de fé como vocês que me amam e torcem por mim. Ainda
louvaremos a Deus juntos com nossa música por um grande tempo!
À minha maravilhosa família que me compreendeu nesta descontinuidade do
tempo, e que mesmo nas inúmeras despedidas banhadas de lágrimas me apoiaram
e sempre estavam abertos a acolher seu filho amado. São saudades que ficam e
que foram capazes de expressar em versos de canção meu amor por vocês: papai,
mamãe, Daniel, Ebinho e Carlinhos.
Por fim, agradeço ao Eterno e Santo dos Santos, minha rocha firme e
proteção, e à N. Senhora por tua intercessão. Sem teu amor e fidelidade, meu Deus
Amado, nada disso serviria, nada disso adiantaria nem seria possível.
vi
Resumo
Araguainha é a maior e mais bem exposta cratera complexa da
América do Sul, formada em sedimentos horizontais da Bacia do Paraná. Sua
portentosa estrutura com aproximados 40 km de diâmetro e 25 km de
cavidade transiente revela um contraste negativo de densidade e
susceptibilidade magnética na região do soerguimento central. Esta feição
permite inferir um limite de propriedade física entre o Núcleo Central
Soerguido (NCS) e o Embasamento Granítico Soerguido (EGS), que por sua
vez apresenta baixa razão de Koenigsberger.
A caracterização geofísica de Araguainha é sustentada por
modelamento 2,5D com base em informações gravimétricas, aeromagnéticas
e magnéticas terrestres, o que permite classificá-la como uma estrutura
concêntrica e simétrica, com profundidade média do embasamento a 1,0 km,
exceto para a borda sul, que apresenta soerguimento mais acentuado. A
interface embasamento/sedimento é seccionada por pares espelhados de
falhas radiais que surgem no estágio de modificação da cratera. Estas
estruturas rúpteis conferem as maiores profundidades à região da bacia
anelar e promovem constricção dos sedimentos com tensão horizontal radial.
A observação e interpretação destas deformações permitem caracterizar
Araguainha como uma estrutura de impacto de domínio rúptil-dúctil.
Palavras-chave: magnetometria, gravimetria, cratera, modelagem geofísica
vii
Abstract
Araguainha is the largest and the best-exposed complex crater of
South America, formed in horizontal sediments of the Paraná Basin. Its
portentous structure with 40 km in diameter and 25 km of transient cavity
reveals a negative contrast of density and magnetic susceptibility in the
central uplift. That feature allows to infer a limit of physical property between
the uplifted central core and the uplifted granite basement, which shows a low
Konigsberger’s ratio.
The geophysical characterization of Araguainha is sustained by 2,5D
modeling with gravity, aeromagnetic, and ground magnetic information and It
allows to classify it as a concentric, symmetrical structure, with average
basement depth of 1.0 km, except in the southern rim, that shows a bigger
uplift. The basement/sediment interface is cut by specular pairs of radial faults
that appears in the modification stage of the crater. These brittle structures
are responsible for the biggest depths in the annular basin region, and they
promote a sediment constriction with horizontal radial tension. The
observation and interpretation of these deformations allow to characterize
Araguainha as an impact brittle-ductile domain structure.
Key-words: magnetometry, gravity, crater, geophysical modeling
viii
Índice
Agradecimentos...........................................................................................................iii
Resumo........................................................................................................................vi
Abstract...................................................................................................................... vii
Lista de Figuras............................................................................................................x
CAPÍTULO 1 - Introdução..........................................................................................1
1.1 Classificação de crateras de impacto................................................................... 3
1.2 Estágios de formação de crateras de impacto...................................................... 4
1.3 Objetivos.............................................................................................................. 5
CAPÍTULO 2 - Geologia da área de estudo............................................................. 7
2.1 Geologia regional.................................................................................................. 7
2.2 Geologia local.......................................................................................................10
CAPÍTULO 3 - Caracterização Geofísica de crateras de impacto....................... 15
3.1 Aspectos Gerais.................................................................................................. 15
3.2 Geofísica de crateras.......................................................................................... 16
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho..................... 19
4.1 Dados Gravimétricos............................................................................................19
4.1.1 Separação regional-residual.............................................................................21
4.1.1.1 Ajuste polinomial por mínimos quadrados.................................................... 23
4.1.1.2 Ajuste polinomial robusto...............................................................................29
4.1.2 Derivada vertical................................................................................................40
4.1.3 Propriedades físicas das amostras.................................................................. 41
4.2 Dados magnéticos............................................................................................... 42
4.2.1 Dados aeromagnéticos.................................................................................... 43
4.2.1.1 Processamento dos dados.............................................................................45
4.2.2 Dados magnéticos terrestres............................................................................54
4.2.3 Propriedades físicas das amostras...................................................................58
ix
4.2.3.2 Magnetização remanescente.........................................................................59
4.2.4 Testes com modelos sintéticos........................................................................ 63
CAPÍTULO 5- Modelamento direto......................................................................... 65
5.1 MODELAMENTO DIRETO 2,5D......................................................................... 65
CAPÍTULO 6-Resultados......................................................................................... 69
6.1 Modelamento direto 2,5d de dados gravimétricos e magnéticos individuais...... 71
6.1.1 Modelos individuais.......................................................................................... 73
6.1.1 Modelos conjuntos........................................................................................... 83
CAPÍTULO 7- Discussão e interpretação dos dados........................................... 89
7.1 Análise dos ajustes dos modelos........................................................................ 89
7.2 Análise da assinatura gravimétrica e magnética de Araguainha........................ 90
7.3 Profundidade média do embasamento de Araguainha.......................................93
7.4 Modelos geológicos............................................................................................. 98
7.5 Proposta de evolução para Araguainha............................................................ 108
7.6 Dimensões de Araguainha................................................................................ 110
7.7 Estrutura tridimensional de Araguainha............................................................ 111
CAPÍTULO 8- Conclusões..................................................................................... 113
Referências Bibliográficas................................................................................... 117
Apêndices.............................................................................................................. 124
x
Lista de Figuras
Figura 1.1. Mapa de localização da estrutura de impacto de Araguainha com
detalhe mostrado na imagem Landsat TM composição RGB 457 fundida à
Banda 8 (Souza Filho, 2006).............................................................................. 2
Figura 1.2. Modelo topográfico tridimensional da cratera de Araguainha
gerado a partir das curvas de nível. Observa-se o núcleo da cratera (-53,0º;
-16,8º) com elevação de aproximadamente 600 metros e topografia
fortemente arrasada com exceção da borda noroeste. Exagero
vertical=20vezes................................................................................................. 3
Figura 1.3. Diferenças entre uma cratera simples e complexa. O pico central
da cratera complexa é formado como resultado do soerguimento do material
abaixo do piso da cratera. Este por conseqüência é espessado e soerguido
como resposta à compressão causada pelo impacto (modificado de Melosh,
1989)................................................................................................................... 4
Figura 1.4. Principais parâmetros morfométricos descritos em crateras
complexas. D=diâmetro crítico, Df=diâmetro do piso, h
R
=altura da borda,
W
t
=espessura da zona de terraço H=profundidade da cratera, h
cp
=altura do
pico central acima do piso da cratera, D
cp
=diâmetro do pico central,
D
ba
=diâmetro da bacia anelar (Adaptado de Melosh, 1989).............................. 6
Fig. 2.1. Mapa geológico simplificado da Bacia do Paraná, com o contorno
estrutural (profundidade) do embasamento cristalino. Modificado de Milani
(2004)................................................................................................................. 8
Figura 2.2. Mapa geotectônico esquemático do embasamento da bacia do
Paraná. Ressalta-se a continuação do Lineamento Transbrasiliano na porção
norte da bacia (Modificado de Cordani et al., 1984)........................................... 9
Figura 2.3. Elevação topográfica na região central de Araguainha
correspondente ao núcleo granítico soerguido (Foto cedida por Cristiano
Lana, Universidade de Stellenbosch, África do Sul)..........................................
11
Figura 2.4. Coluna estratigráfica representativa da estrutura de impacto de
Araguainha (Modificado de Lana et al., 2006b).................................................. 12
Figura 2.5. Mapa geológico da estrutura de impacto de Araguainha
(modificado de Projeto Alto Garças-PROSPEC S.A., 1971).............................. 14
Figura 4.1. Mapa de anomalia Bouguer de toda a área superposto pelas
estações gravimétricas. Os cinco perfis ao longo dos quais foram realizadas
as correções regionais estão representados com símbolos de cores
distintas...............................................................................................................
21
Figura 4.2. Perfil A-A’ comparativo entre o campo Bouguer e o campo regional
obtido pelo ajuste polinomial por mínimos quadrados de grau 1 a 5, de “a” até
“e”, respectivamente, e seus referentes resíduos de “f” a
“j”........................................................................................................................... 24
xi
Figura 4.3. Perfil B-B’ comparativo entre o campo Bouguer e o campo regional
obtido pelo ajuste polinomial por mínimos quadrados de grau 1 a 5, de “a” até
“e”, respectivamente, e seus referentes resíduos de “f” a “j”................................ 25
Figura 4.4. Perfil C-C’ comparativo entre o campo Bouguer e o campo regional
obtido pelo ajuste polinomial por mínimos quadrados de grau 1 a 5, de “a” até
“e”, respectivamente, e seus referentes resíduos de “f” a “j”................................ 26
Figura 4.5. Perfil D-D’ comparativo entre o campo Bouguer e o campo regional
obtido pelo ajuste polinomial por mínimos quadrados de grau 1 a 5, de “a” até
“e”, respectivamente, e seus referentes resíduos de “f” a “j”................................
27
Figura 4.5. Perfil D-D’ comparativo entre o campo Bouguer e o campo regional
obtido pelo ajuste polinomial por mínimos quadrados de grau 1 a 5, de “a” até
“e”, respectivamente, e seus referentes resíduos de “f” a “j”................................ 28
Figura 4.7. Perfil A-A’ com curva de ajuste por polinômio robusto de graus 1 a
5 mostrados nas letras “a” até “e”, respectivamente. Nas figuras “f” a “j” mostra-
se os respectivos regionais para cada grau..........................................................
30
Figura 4.8. Perfil B-B’ com curva de ajuste por polinômio robusto de graus 1 a
5 mostrado nas letras “a” até “e”, respectivamente. Nas figuras “f” a “j” mostra-
se os respectivos regionais para cada grau. ........................................................ 32
Figura 4.9. Perfil C-C’ com curva de ajuste por polinômio robusto de graus 1 a 5
mostrado nas letras “a” até “e”, respectivamente. Nas figuras “f” a “j” mostra-se
os respectivos regionais para cada grau. .............................................................. 33
Figura 4.10. Perfil D-D’ com curva de ajuste por polinômio robusto de graus 1
a 5 mostrado nas letras “a” até “e”, respectivamente. Nas figuras “f” a “j”
mostra-se os respectivos regionais para cada
grau....................................................................................................................... 34
Figura 4.11. Perfil E-E’ com curva de ajuste por polinômio robusto de graus 1 a
5 mostrado nas letras “a” até “e”, respectivamente. Nas figuras “f” a “j” mostra-
se os respectivos regionais para cada grau.......................................................... 35
Figura 4.12. Mapa de anomalia Bouguer sobreposto por isolinhas
correspondentes ao ajuste regional pelo método do polinômio robusto de
terceiro grau..........................................................................................................
36
Figura 4.13. Mapa Bouguer residual obtido através da remoção do polinômio
robusto de terceiro grau. Destacam-se os altos valores gravimétricos na região
centro-sul da área................................................................................................. 37
Figura 4.14. Mapa de confiabilidade do interpolador, que corresponde à
diferença entre o valor Bouguer interpolado e o valor medido.............................
38
Figura 4.15. Representação conjunta dos dados de anomalia Bouguer e os
dados topográficos. Destaca-se a coincidência entre regiões de elevada
topografia com regiões que apresentam alto gravimétrico. A forte anomalia
presente na região centro sul foge a esta
análise................................................................................................................... 39
xii
Figura 4.16. Exemplo da aplicação do método da derivada vertical de segunda
ordem na delimitação de corpos com densidades distintas. A linha preta
tracejada mostra a relação entre pico da derivada e alto do
embasamento........................................................................................................ 41
Figura 4.17. Perfis residuais obtidos ao longo da linha A-B (Figura 4.18). Nota-
se pouca diferença entre as três análises realizadas. O perfil de cor vermelha,
correspondente aos dados residuais que serão adotados para este trabalho,
corrigidos a partir de dados da de Motta e Barreto
(1992)....................................................................................................................
44
Figura 4.18. Mapa do campo magnético residual obtido dos dados
aeromagnéticos a partir do modelo previsto por Motta e Barreto (1992).............. 44
Figura 4.19. Mapas aeromagnéticos anômalos continuados para cima (a) 0,5
km, (b) 1,0 km, (c) 1,5 km, (d) 2,0 km................................................................... 47
Figura 4.20. Perfil A-B comparativo entre o campo magnético anômalo obtido
por meio do modelo de Motta e Barreto (1992) e os residuais do mesmo
campo continuado para cima em 0,5 km, 1 km, 1,5 km, 2 km e 3 km..................
48
Figura 4.21. Mapa do campo magnético anômalo referente aos dados
aeromagnéticos. A partir destes dados são extraídos os perfis para
modelagem........................................................................................................... 48
Figura 4.22. Mapa da amplitude do sinal analítico sobreposto por lineamentos
estruturais. Observa-se o contorno do embasamento granítico soerguido
(EGS) e a borda oeste da estrutura bem delimitados.......................................... 49
Figura 4.23. Mapa de lineamentos estruturais com localização dos perfis
aeromagnéticos utilizados para o cálculo do espectro de potência. As linhas
vermelhas marcam a posição onde os perfis foram extraídos..............................
51
Figura 4.24. Espectros de potência da anomalia magnética em função da
freqüência. A inclinação das retas determina a profundidade média das fontes
ajustadas aos pontos. h= profundidade da primeira fonte magnética, e H=
profundidade da segunda fonte magnética, aqui relacionada ao embasamento.
..............................................................................................................................
53
Figura 4.25. Mapa das profundidades das primeiras fontes magnéticas obtidas
com o cálculo do espectro de potência dos dados aeromagnéticos
correlacionado aos lineamentos estruturais.......................................................... 54
Figura 4.26. Articulação dos perfis magnéticos terrestres (pontos vermelhos)
coletados até às 13 horas de cada dia com espaçamento de 50 metros............. 55
Figura 4.27. Comparação entre as estações de Palmas (pontos em azul) e
Araguainha (cruzes em preto) para o dia 27.02. Há boa sobreposição dos
dados importante na utilização da estação de Palmas para correção da
variação diurna......................................................................................................
56
xiii
Figura 4.28. Comparação entre as estações de Palmas (pontos em azul) e
Araguainha (cruzes em preto) coletadas no dia 28.02. Nota-se a boa
sobreposição dos dados importante para que a estação base de Palmas seja
utilizada para correção da variação diurna dos
dados..................................................................................................................... 57
Figura 4.29. Comparação entre as estações de Palmas (pontos em azul) e
Araguainha (cruzes em preto) coletadas no dia 01.03. Percebe-se boa
sobreposição dos dados, com exceção para dados coletados na parte da
tarde......................................................................................................................
57
Figura 4.30. Distribuição das susceptibilidades (SI) dos diversos litotipos
diferenciáveis na porção central do núcleo soerguido, (a) granitos, (b)
pseudotaquilitos, (c) brechas e (d) melts. Dados cedidos por Yokoyama
(2006)....................................................................................................................
59
Figura 4.31. Distribuição das medidas de intensidade da magnetização
remanescente realizadas em amostras de granito do EGS. Dados cedidos por
Yokoyama (2006)..................................................................................................
61
Figura 4.32. Distribuição das medidas de inclinação remanescente realizadas
no granito do EGS. Dados cedidos por Yokoyama (2006)................................... 61
Figura 4.33. Distribuição dos valores da Razão de Konigsberger (Q) para as
amostras do NCS. Dados fornecidos por Yokoyama
(2006)....................................................................................................................
62
Figura 4.34. Teste com dados sintéticos simulando a estrutura de uma cratera
de impacto tipo simples através de polígonos justapostos homogêneos.
N=número de polígonos........................................................................................ 64
Figura 4.35. Teste com dados sintéticos simulando a estrutura de uma cratera
de impacto tipo complexa através de polígonos justapostos homogêneos.
N=número de polígonos........................................................................................ 64
Figura 5.1. Corpo tridimensional com densidade ρ (x’, y’, z’) e forma arbitrária
observada no ponto P(x, y,z) (Modificado de Bakely, 1995)................................. 66
Figura 5.2. Aproximação de um corpo bidimensional por um polígono de n
lados (Modificado de Blakely, 1995).....................................................................
67
Figura 5.3. Elementos geométricos envolvidos na atração gravitacional de um
polígono de n lados (Modificado de Talwani et al., 1959)..................................... 68
Figura 6.1. Articulação dos 14 perfis extraídos dos dados aeromagnéticos e
gravimétricos para realização do modelamento 2,5D........................................... 70
Figura 6.2. Mapa geológico da estrutura de Araguainha com distâncias dos
principais perfis modelados (perfis 3,9,13 e 14) para o núcleo granítico. Estas e
outras informações são utilizadas como medidas inseridas no modelamento
(Modificado de Lana et al., 2006b)........................................................................
72
xiv
Figura 6.3. Perfil geológico confeccionado utilizado como base para a
confecção dos modelos (Modificado de Lana et al., 2006a)................................. 72
Figura 6.4. Modelo para a estrutura de Araguainha gerado a partir de dados
gravimétricos extraídos ao longo do perfil 3. Nota-se um soerguimento maior
do NCS e borda sul comparado às mesmas regiões a norte. As setas indicam
os valores correspondentes a cada região, d= diferença de soerguimento entre
as bordas sul e norte; b= região de borda da estrutura........................................ 74
Figura 6.5. Modelo para a estrutura de Araguainha gerado a partir de dados
gravimétricos extraídos ao longo do perfil 14.Nota-se estrutura praticamente
simétrica ao longo da direção do perfil; b= região de borda. Os valores
correspondem às profundidades do embasamento em casa região ao longo do
perfil...................................................................................................................... 75
Figura 6.6. Modelo para a estrutura de Araguainha gerado a partir de dados
aeromagnéticos extraídos ao longo do perfil 3.. .................................................. 76
Figura 6.7. Outra proposta de modelo gravimétrico em comparação com o
perfil 14 da figura 6.7 para a estrutura de Araguainha. Os círculos azuis
mostram as anomalias incompatíveis geradas nas bordas da anomalia central
negativa, a letra “b” marca as regiões de borda..................................................
77
Figura 6.8. Modelo construído a partir de dados gravimétricos ao longo do
perfil 9. As regiões das bordas leste e oeste marcadas pela letra “b”mostram
soerguimento simétrico, com profundidades do embasamento de 0,9 km; a/b=
região de transição entre anéis e borda.............................................................. 78
Figura 6.9. Modelo gravimétrico gerado a partir de dados gravimétricos
extraídos ao longo do perfil 13. Destaca-se a simetria do soerguimento no
NCS, mostrado nas setas e nas bordas, representadas pela letra
‘b’........................................................................................................................... 79
Figura 6.10. Modelo para a cratera de Araguainha gerado a partir de dados
gravimétricos ao longo do perfil 1. Nota-se na porção norte soerguimento de
aproximadamente 0,4 km com 0,2 km de expressão topográfica acima da
média da região.. .................................................................................................
80
Figura 6.11. Modelo para a estrutura de Araguainha gerado a partir dos dados
magnéticos terrestres. A linha vermelha tracejada marca o limite do início das
elevações de borda noroeste. O modelo apresenta cerca de 0,8 km de
diferença entre o piso da cratera e o soerguimento da borda..............................
81
Figura 6.12. Modelo para a região do EGS gerado a partir dos dados
magnéticos terrestres. Mostra o contato entre a brecha de impacto de matriz
fundida e o granito. Intensidade da magnetização remanescente adotada= 0,5
m/A (SI); inclinação remanescente=-35º.............................................................. 82
Figura 6.13. Mapa geológico da porção interna do núcleo soerguido. A linha
vermelha tracejada mostra o caminho traçado pelo perfil magnético terrestre
de número 8 que define o contato entre a brecha de impacto com matriz
fundida do corpo granítico (Modificado de Engelhardt et al., 1992)...................... 82
xv
Figura 6.14. Modelamento conjunto dos dados aeromagnéticos e gravimétricos
extraídos ao longo do perfil 13. As setas azuis conduzem à observação das
regiões que em geral apresentam menores profundidades do embasamento; a
seta verde conduz à observação das regiões que se mostram com maior
espessamento; a letra “b” marca a região de borda; NCS= Núcleo Central
Soerguido; E= Espessamento ao redor do NCS................................................... 84
Figura 6.15. Modelo conjunto baseado nos dados gravimétrico e magnéticos
terrestres extraídos ao longo do perfil 6. A seta vermelha marcada pela letra
“b” indica a região da borda nordeste da cratera; a seta vermelha indica o
ponto a partir do qual os sedimentos tendem apresentar horizontalidade dos
estratos com maior estabilidade e fora da área deformacional do impacto. Os
estratos sedimentares tendem a diminuir sua espessura na região da borda...... 86
Figura 6.16. Modelo conjunto baseado nos dados gravimétrico e magnéticos
terrestres extraídos ao longo do perfil 8. O limite entre o corpo vermelho
(granito) e o corpo cinza (brecha) marca a região contato entre ambos.
Intensidade da magnetização remanescente adotada= 0,5 m/A (SI); inclinação
remanescente=-35º; dg= densidade do granito, db= densidade da
brecha................................................................................................................... 87
Figura 6.17. Modelo conjunto baseado nos dados gravimétrico e magnéticos
terrestres extraídos ao longo do perfil 9. O modelo revela cerca de 0,8 km de
diferença entre o soerguimento do NCS e o piso da cratera................................
88
Figura 7.1. Mapa regional de lineamentos mostrando a continuidade
expressiva do Lineamento Transbrasiliano........................................................... 90
Figura 7.2. Interpretação para o limite de propriedade física que separa o
embasamento abaixo das supracrustais do EGS, traçado a partir da
necessidade de explicar baixos gravimétrico e magnético do centro de
Araguainha.......................................................................................................... 91
Figura 7.3. Assimetria da assinatura gravimétrica observada no perfil 3.
Destaca-se uma anomalia de -1 mGal para a região norte contrastante com
uma anomalia de aproximadamente 4 mGal na região sul, ambas localizadas
na bacia anelar.................................................................................................... 92
Figura 7.4. Modelo gravimétrico gerado ao longo do perfil 1 mostrando
soerguimento do NCS 0,3 km maior na porção sul se comparado à região
norte (linhas tracejadas em verde). A linha tracejada azul mostra a
profundidade média do embasamento na região, que serve como parâmetro
inicial para comparação....................................................................................... 94
Figura 7.5. Anomalias gravimétricas relacionadas aos perfis 3 (a), e 9 (b), nos
quais se observa altos gravimétricos marcados pelos círculos em azul. São
interpretados como resultantes do soerguimento do embasamento abaixo das
Formações Furnas e Ponta Grossa.....................................................................
94
Figura 7.6. Proposta de modelo genético para o soerguimento central da
estrutura de impacto de Araguainha. Há um maior soerguimento na região
central correspondente ao EGS em relação ao NCS. O tamanho dos vetores
resulta em região de maior soerguimento............................................................
95
xvi
Figura 7.7. Modelo representativo dos sedimentos da bacia gerado ao longo
do perfil 11 com base em informações aeromagnéticas. A diferença de
aproximadamente 0,5 km refere-se à diferença a profundidade média do
embasamento na região (linha tracejada vermelha), e o soerguimento da
borda (linha tracejada azul). O soerguimento estaria refletindo em cerca de 0,2
km de expressão topográfica, o que resultaria em aproximadamente 0,3 km de
erosão estimada na borda NW de Araguainha.................................................... 97
7.8. Seção geológica esquemática gerada através das informações obtidas do
modelamento do perfil 3. Nota-se a região da borda sul mais soerguida em
relação à borda norte. Na borda norte há espessamento dos estratos
sedimentares a partir da atuação de falhas que convergem para a região da
bacia anelar. Exagero vertical = 9 vezes... ......................................................... 100
7.9. Seção geológica esquemática com base nos resultados obtidos para o
perfil 9 gravimétrico e aeromagnético. Observam-se as bordas marcadas por
falhas de colapso gravitacional que convergem para a região da bacia anelar.
Esta por sua vez é deformada e espessa. Exagero vertical = 9 vezes... ............ 101
Figura 7.10. Seção geológica esquemática com base em interpretação dos
resultados do modelamento 2,5D ao longo do perfil 13. Ressalta-se o
espessamento e constricção dos sedimentos na região da bacia anelar
causado pelas falhas normais. Exagero vertical = 11
vezes.................................................................................................................... 102
Figura 7.11. Seção geológica esquemática confeccionada com base no perfil
14. Nota-se a região da bacia anelar intensamente dobrada e com maior
espessamento devido à atuação de falhas normais. Exagero vertical = 11
vezes.................................................................................................................... 103
Figura 7.12. Modelos de formação do núcleo soerguido a partir de modelagem
numérica. Destaca-se as regiões de espessamento assinaladas pela seta
azul, que são concordantes com o espessamento observado na bacia anelar
dos modelos 2,5D gerados.(Modificada de Collins et al.,
2002)....................................................................................................................
104
7.13. Seções geológicas esquemáticas das principais estruturas de
Araguainha com base em modelamento conjunto de dados gravimétricos e
magnéticos terrestres (a) perfil 1, borda sudoeste, (b) perfil 6, borda
nordeste, (c) perfil 7, borda sudeste e (d) perfil 11, borda noroeste................
105
Figura 7.14. Banda 4 da imagem Landsat TM, sobreposta por domínios
vigentes em cada região de Araguainha interpretados com base nos perfis
geológicos. R=domínio rúptil nas bordas e EGS; D= domínio dúctil na região
da bacia anelar. As setas azuis indicam a principal tensão atuante em cada
localidade no estágio de modificação da cratera. A tensão demonstrada se
propaga da mesma forma radialmente em todas as direções. Imagem cedida
por Souza Filho (2006)........................................................................................
107
xvii
Figura 7.15. Proposta de evolução para a estrutura de impacto de Araguainha
com base nas interpretações dos modelos geológicos e partir dos modelos
French (1998) e Melosh (1989). As setas vermelhas indicam a principal tensão
atuante na região. As dimensões estão fora de escala....................................... 109
Figura 7.16. Estimativa da profundidade de escavação obtida com base nas
informações dos modelos 2,5D gerados (Modificado de Lana et al., 2006a)...... 110
Figura 7.17. Dimensões estimadas para as principais medidas da cratera de
Araguainha com base nos modelos gerados. Os valores são apresentados em
quilômetros...........................................................................................................
111
Figura 7.18. (a) Modelo 3D de profundidades do embasamento da estrutura
de impacto de Araguainha confeccionado com base nos modelamentos 2,5D.
Para obtenção deste resultado utilizou-se dos seguintes perfis: Perfil 1
conjunto aeromagnético e gravimétrico; Perfil 2 gravimétrico; Perfis 3 e 4
gravimétricos; Perfil 5 conjunto aeromagnético e gravimétrico; Perfis 6 e 7
gravimétricos; Perfil 8 conjunto aeromagnético e gravimétrico; Perfis 9, 10, 11,
13 e 14 gravimétricos. (b) Mapa 2D de profundidades do embasamento
sobreposto por lineamentos estruturais. Destaca-se a região do núcleo central
soerguido (NCS). As maiores profundidades se apresentam na região da
bacia anelar, com cerca de 1,4 km......................................................................
112
CAPÍTULO 1 - Introdução
-1-
CAPÍTULO 1
Introdução
Crateras de impacto de meteorito são feições observadas em todos os astros e
satélites não gasosos do Sistema Solar (French, 1998), delineadas por uma depressão
circular rodeada por um anel montanhoso.
Araguainha é reconhecida como a maior cratera de impacto dentre oito
existentes na América do Sul (Earth Impact Database, 2005). Foi definida por Then-
Willige (1981) e Crósta et al. (1981) como uma cratera formada pelo impacto de
meteorito, através de evidências geomorfológicas, petrográficas, e geofísicas. Com
cerca de 40 km de diâmetro, é caracterizada morfologicamente como uma estrutura do
tipo complexa formada em sedimentos da Bacia do Paraná. Dividida pelo Rio Araguaia
entre os Estados de Goiás e Mato Grosso, engloba os municípios de Araguainha/MT e
Ponte Branca/GO, com núcleo soerguido situado nas coordenadas 16°47’S e 52°59’W
(Figura 1.1). O núcleo soerguido apresenta cerca de 5 km de rocha com composição
granítica, envolvida por 7 km de rochas sedimentares dobradas e falhadas com o
impacto.
Sua topografia é relativamente acidentada, com maior destaque para a borda
noroeste, que apresenta maiores elevações (Figura 1.2). É envolta por anéis e bordas
bem preservados e definidos por falhas radiais e concêntricas (Lana et al., 2006b) que
mergulham em direção ao centro da estrutura (Crósta, 1999). No entanto, suas
camadas superiores revelam elevado grau de erosão principalmente na região
rebaixada, na porção sudeste da estrutura.
A estrutura possui diversas feições típicas de impacto, tais como brechas e
bombas de impacto, cones de estilhaçamento, e outros produtos que evidenciam
intensa deformação e fusão no centro da estrutura.
Engelhardt et al. (1992) e Hammerschmidt e Engelhardt (1995) obtiveram quatro
idades Ar-Ar para os produtos de fusão do centro do impacto variando entre 243,3±3
Ma e 247±5,5 Ma, indicando que o impacto teria ocorrido perto do limite Permo-
Triássico.
CAPÍTULO 1 - Introdução
-2-
Figura 1.1. Mapa de localização da estrutura de impacto de Araguainha com detalhe mostrado na
imagem Landsat TM composição RGB 457 fundida à Banda 8 (Souza Filho, 2006).
CAPÍTULO 1 - Introdução
-3-
420
440
460
480
500
520
540
560
580
600
620
640
660
680
700
720
740
760
780
800
820
840
860
metros
N
Figura 1.2. Modelo topográfico tridimensional da cratera de Araguainha gerado a partir das curvas de
nível. Observa-se o núcleo da cratera (-53,0º;-16,8º) com elevação de aproximadamente 600 metros
e topografia fortemente arrasada com exceção da borda noroeste. Exagero vertical = 20 vezes.
1.1 CLASSIFICAÇÃO DE CRATERAS DE IMPACTO
As crateras de impacto formadas na Terra são subdivididas em dois grupos
principais: crateras simples e crateras complexas (Figura 1.3). Sua morfologia depende
da dimensão, velocidade e ângulo de incidência do projétil, composição da rocha-alvo e
da gravidade do planeta (Pike, 1980 apud Pilkington & Grieve, 1992).
As crateras simples são estruturas menores com diâmetro de até 20km
caracterizadas por uma geometria uniformemente côncava, sugerindo pouco ou
nenhum colapso gravitacional após o impacto. Possuem profundidade máxima no
centro da estrutura e são desprovidas de núcleo soerguido e terraços nas bordas
(Melosh, 1989).
Já as crateras complexas apresentam o núcleo soerguido, escarpas anelares e
terraços de borda condicionados a falhas normais. Seu assoalho achatado (Melosh,
1989) é formado como o resultado de colapsos gravitacionais de grande escala na
cratera transiente (O'Keefe and Ahrens, 1999). O diâmetro é variável em geral entre 20
e 150 km com razão profundidade/diâmetro relativamente baixa. O diâmetro final da
cratera costuma ser de 20 a 30 vezes maior que o diâmetro do projétil.
CAPÍTULO 1 - Introdução
-4-
Figura 1.3. Diferenças entre uma cratera simples e complexa. O pico central da
cratera complexa é formado como resultado do soerguimento do material abaixo
do piso da cratera. Este por conseqüência é espessado e soerguido como
resposta à compressão causada pelo impacto (modificado de Melosh, 1989).
1.2 ESTÁGIOS DE FORMAÇÃO DE CRATERAS DE IMPACTO
Os processo envolvido na formação de crateras de impacto é contínuo e
complexo. French (1998) o divide em três estágios distintos, nos quais predominam
diferentes forças e mecanismos: compressão, escavação e modificação.
O estágio de compressão inicia-se quando o projétil entra em contato com a
superfície-alvo transferindo energia cinética por ondas de choque. No ponto de impacto
a pressão pode exceder 100 GPa, produzindo fusão total ou mesmo vaporização do
projétil em poucos segundos. Acredita-se que devido à pressão este processo não
produza deformação permanente nas rochas. Entretanto, as ondas sísmicas podem
produzir brechação, fraturamento e falhas.
O processo de escavação inicia-se imediatamente após o término da
compressão, convertendo energia de onda de choque em energia cinética. As rochas-
alvo são direcionadas para fora do ponto de impacto, produzindo fluxo de escavação
simétrico rodeando o centro afetado. O movimento do material para cima e para baixo
produz a cavidade transiente. A cavidade transiente é uma depressão com borda
CAPÍTULO 1 - Introdução
-5-
soerguida com formato aproximadamente esférico e profundidade de 1/3 do seu
diâmetro.
A escavação então termina quando a cavidade transiente atinge seu tamanho
máximo, dando imediato início à modificação. O soerguimento central em crateras
complexas inicia-se na transição entre os dois estágios. Na modificação as ondas de
choque decaem para ondas de tensões elásticas para além região de borda. Então, a
cavidade transiente é modificada por fatores de gravidade com a formação das falhas
de colapso gravitacional.
1.3 OBJETIVOS
Apesar do grande número de trabalhos em Araguainha envolvendo
principalmente mapeamento e caracterização mineralógica, o conhecimento de sua
estruturação em profundidade é ainda desprovido de detalhes. Trabalhos de
mapeamento pioneiros são descritos por Theilen-Willige (1981) e Crósta et al. (1981),
além de dados magnetotelúricos coletados por Masero et al. (1994,1997) e Schnegg &
Fontes (2002).
O escopo deste trabalho é estudar a estrutura de Araguainha utilizando a
interpretação conjunta de dados derivados de métodos potenciais (gravimetria e
magnetometria), bem como caracterizar, do ponto de vista petrofísico (densidade,
susceptibilidade magnética e magnetização remanescente), os diferentes produtos de
impacto. Estes dados permitem investigar a forma tridimensional de Araguainha
definindo parâmetros de interesse na caracterização dessa estrutura, incluindo as
dimensões da cavidade transiente, seu diâmetro crítico,a bacia anelar, o soerguimento
total e a profundidade de escavamento (Figura 1.4), e outras questões deformacionais.
Além disso, esta análise permite comparar a assinatura geofísica a outras crateras de
impacto complexas da Terra. Pilkington & Hildebrand (2003), por exemplo, mostram que
é possível estimar as dimensões de estruturas de impacto por meio de anomalias
magnéticas.
A investigação da estrutura de impacto de Araguainha, abordada nesta
dissertação, envolve modelamento 2,5D das anomalias gravimétricas e
magnetométricas subsidiado por estudos disponíveis no grupo de paleomagnetismo do
IAG/USP (Yokoyama, 2006).
Theilen-Willige (1981) chamou a atenção para anomalias negativas nos mapas
aeromagnéticos coincidentes com a porção central do Domo de Araguainha; entretanto,
CAPÍTULO 1 - Introdução
-6-
nenhum modelamento destes dados foi realizado. Poucas estruturas de impacto foram
modeladas com métodos potenciais até o momento. Dentre elas, destaca-se Vredefort
(Henkel & Reimold, 1998), Chicxulub (Espindola et al., 1995, Pilkington & Hildebrand,
2000; Ebbing et al., 2001) e Morokweng (Henkel et al., 2002). Desta forma, este
trabalho pretende apresentar uma contribuição no entendimento geofísico da
estruturação e gênese de crateras complexas.
Os perfis ao longo dos quais os dados são modelados cobrem toda a estrutura
de forma a auxiliar na comparação dos dados e ajudar no entendimento tridimensional
de Araguainha.
Para auxiliar o entendimento deste trabalho alguns termos utilizados devem ser
definidos, tais como:
• Núcleo Central Soerguido (NCS) - região soerguida localizada abaixo dos
estratos sedimentares das formações Furnas, Ponta Grossa e do granito
aflorante.
• Embasamento Granítico Soerguido (EGS) - corresponde ao corpo granítico
soerguido e rochas associadas (brechas, melts, pseudotaquilitos e xenólitos) da
porção central da cratera.
• Embasamento - rochas localizadas abaixo dos estratos sedimentares que
demonstram menores mudanças de propriedade física que o EGS.
Figura 1.4. Principais parâmetros morfométricos descritos em crateras complexas. D= diâmetro crítico,
Df= diâmetro do piso, h
R
= altura da borda, W
t
= espessura da zona de terraço H= profundidade da
cratera, h
cp
= altura do soerguimento central acima do piso da cratera, D
cp
= diâmetro do pico central,
D
ba
= diâmetro da bacia anelar (Adaptado de Melosh, 1989).
CAPÍTULO 2 – Geologia da área de estudo
-7-
CAPÍTULO 2
Geologia da área de estudo
2.1 GEOLOGIA REGIONAL
Considerada uma das mais proeminentes sinéclises do continente sul-americano
(Milani, 1997), a Bacia do Paraná cobre uma vasta região formada por uma sucessão
sedimentar-magmática situada na porção centro-oriental da América do Sul (Figura 2.1).
Evoluiu durante o Paleozóico e o Mesozóico e abriga um registro estratigráfico
posicionado entre o Neo-Ordoviciano e o Neocretáceo. Nesse transcorrer do tempo
geológico, sucessivos episódios de sedimentação acomodaram seus depósitos no que
viria a ser uma bacia de registro policíclico (Milani, 2004 apud Mantesso-Neto et al.
,2004).
O condicionamento tectônico estabelecido pelas estruturas do embasamento
teve grande importância na origem das bacias sedimentares brasileiras (Cordani et al.,
1984). As sinéclises do Paraná e do Maranhão implantaram-se sobre áreas formadas
ou reativadas durante o Neoproterozóico. Estas sinéclises formavam uma enorme área
com mais de 2 milhões de km
2
, coberta por sedimentação paleozóica. Do lado africano,
bacias paleozóicas relativamente menores são correlatas às brasileiras, como a bacia
do Etjo, que está em continuidade física aparente com a Bacia do Paraná na
reconstrução pré-deriva (Cordani et al., op.cit.).
Na Bacia do Paraná as primeiras incursões marinhas se iniciaram no Neo-
ordoviciano (± 450 Ma). A Bacia passou por estágios de glaciação no Neocarbonífero e
desertificação do interior continental no intervalo Triássico-Jurássico e registrou ainda
um importante evento magmático Mesozóico, até o encerramento do processo
sedimentar com depósitos continentais no neo-Cretáceo (± 65 Ma). Esta história
evolutiva representa um intervalo de cerca de 385 Ma, no qual estão registrados
períodos descontínuos de sedimentação limitados por discordâncias regionais,
relacionados a variações eustáticas do nível do mar, associada a eventos de
subsidência ocorridos no continente, em resposta aos esforços orogênicos paleozóicos
na borda oeste e ao processo de abertura do oceano Atlântico Sul (Milani, 1997).
Geograficamente, a bacia inclui porções territoriais do Brasil meridional,
Paraguai oriental, nordeste da Argentina e norte do Uruguai, totalizando uma área que
ultrapassa 1.500.000 km
2
(Fig. 2.1). É caracterizada como uma bacia intracratônica, de
CAPÍTULO 2 – Geologia da área de estudo
-8-
forma ovalada, com eixo maior NNE-SSW. Sua atual configuração reflete a reativação
de estruturas tectônicas mais velhas do embasamento, causada por fenômenos pós-
paleozóicos do continente sul-americano. Esta reativação promoveu uma grande
subsidência nas direções NNE, NE e NW (Melfi et al., 1988).
Fig. 2.1. Mapa geológico simplificado da Bacia do Paraná, com o contorno estrutural
(profundidade) do embasamento cristalino. Modificado de Milani (2004, apud Mantesso-
Neto et al. ,2004).
CAPÍTULO 2 – Geologia da área de estudo
-9-
O embasamento da bacia é constituído pela interação de blocos crustais que
foram soldados durante o processo colisional Brasiliano, por ocasião da consolidação
do Gondwana (Filho et al., 2005). Informações extraídas do mapa de Milani (2004, apud
Mantesso-Neto et al. ,2004) e as isolinhas de Zalan et al. (1986 apud Molina et al.,
1989) feitas com base em furos de sondagem e sísmica mostram um embasamento
com profundidade aproximada de 1 km na região noroeste da bacia.
O flanco leste da bacia foi esculpido pela erosão em função do soerguimento
marginal ao rifte sul-atlântico, expondo profundamente o embasamento cristalino. Na
porção oeste, a Bacia do Paraná é limitada pelo Arco de Assunção, uma feição positiva
originada pela sobrecarga litosférica imposta ao continente pelo cinturão andino (Milani,
2004 apud Mantesso-Neto et al., 2004).
As mais significantes feições ao longo dos limites e dentro da bacia são
estruturas tipo-arco alongadas, as quais limitam o embasamento e seccionam as bordas
da bacia. Os limites norte da Bacia do Paraná são marcados por intenso dobramento e
zona pré-cambriana superior na margem do cráton Amazônico, que é interrompida em
seu segmento leste por uma série de grandes falhas (Cordani et al., 1984). A
continuação destas falhas adentra a bacia e pode representar um significante
lineamento NE-SW do embasamento na porção norte da Bacia do Paraná (Figura 2.2).
Figura 2.2. Mapa geotectônico esquemático do embasamento da bacia do Paraná.
Ressalta-se a continuação do Lineamento Transbrasiliano na porção norte da bacia
(Modificado de Cordani et al., 1984).
CAPÍTULO 2 – Geologia da área de estudo
-10-
2.2 GEOLOGIA LOCAL
A cratera de Araguainha foi formada em sedimentos horizontalizados da Bacia
do Paraná (250Ma) na porção central do Brasil (Engelhardt et al., 1992; Hippertt & Lana,
1998), e compreende estratos do Devoniano ao Permiano-Triássico e rochas do
embasamento cristalino subjacentes. Mapeamentos de campo ao longo da estrutura
(Theilen-Willige, 1981; Crósta et al., 1981; Engelhardt et al., 1992) mostram a presença
de sedimentos dos Grupos Grupo Passa Dois, Tubarão e Paraná.
O núcleo soerguido de Araguainha, com aproximadamente 12 km de diâmetro, é
circundado por uma zona variando de 8-10 km de anéis montanhosos, onde a maior
parte dos estratos foram dobrados e falhados durante o impacto. A zona intermediária
entre a região dos anéis e o núcleo soerguido que engloba as formações Ponta Grossa
e Aquidauana é definida por Lana et al. (2006b) com bacia anelar. A parte central do
núcleo soerguido (Figura 2.3), com aproximadamente 4 km de diâmetro, é formada pelo
embasamento granítico alcalino, de granulometria fina a grosseira, que exibe feições de
metamorfismo de choque (Crósta, 2004). É envolto por 3 a 4 km de largura de arenitos,
siltitos e argilitos do Grupo Paraná.
As rochas expostas em torno do núcleo soerguido e nas bordas da estrutura
compreendem arenitos Carboníferos do Grupo Tubarão e sedimentos Permianos do
Grupo Passa-Dois. Os arenitos Carboníferos estão expostos dentro e fora da estrutura.
O anel externo da cratera é constituído por cristas, representando os remanescentes de
grábens semi-circulares, formados por falhas de colapso que mergulham em direção ao
centro da estrutura (Crósta, 1999). Esses grábens são formados por sedimentos
permianos do Grupo Passa Dois, altamente deformados (Crósta, 2004).
O Grupo Paraná apresenta cerca de 1000 metros de sedimentos fluviais e
marinhos devonianos das formações Furnas e Ponta Grossa espessura (Engelhardt et
al., 1992). Lana et al. (2006b) afirmam que o mesmo atinge 3 km de espessura na
região do soerguimento central. Para os autores, este fato confirmaria a sugestão de
que o espessamento do pacote de rochas pode ocorrer durante o colapso. O referido
espessamento deste estrato sedimentar ao redor do soerguimento central estaria
relacionado à constricção de sedimentos na parte central da cratera que atinge escala
quilométrica dobrando as rochas do piso da cratera.
Os sedimentos da Formação Furnas são formados por arenitos marinhos e
conglomerado basal (Crósta, 2004). O conglomerado ocorre com 2 a 3 metros de
espessura, sobreposto por arenito grosso intercalado com camadas centimétricas de
CAPÍTULO 2 – Geologia da área de estudo
-11-
arenito fino e siltito (Fig. 2.4). Correlação estratigráfica e dados de furo de sondagem
(Engelhardt et al., 1992) indicam aproximadamente 250 m de espessura para esta
formação.
Figura 2.3. Elevação topográfica na região central de Araguainha correspondente ao núcleo granítico
soerguido (Foto cedida por Cristiano Lana, Universidade de Stellenbosch, África do Sul).
A Formação Ponta Grossa é formada por um pacote de 465 m fora dos limites
da cratera, nas proximidades da cidade de Alto Garças (Engelhardt et al., 1992).
Consiste dominantemente de siltitos e arenitos ricos em ferro dispostos em camadas
plano-paralelas que variam em sua tonalidade de ocre a vermelho.
O contato entre a Formação Ponta Grossa e o Grupo Tubarão é marcado por
uma superfície erosiva causada por regressão marinha no Carbonífero (Milani & Zalan,
1999). A sedimentação do Grupo Tubarão é marcada na região de estudo pela
Formação Aquidauana. Esta, por sua vez, atinge aproximadamente 800 metros
(Engelhardt et al., 1992) de conglomerados continentais ricos em ferro, além de arenitos
marinhos e lacustres. As estratificações cruzadas são freqüentes.
CAPÍTULO 2 – Geologia da área de estudo
-12-
O Grupo Passa Dois é constituído na região pela Formação Irati, que é formada
por carbonatos, folhelhos escuros, além de siltitos e chert. As camadas de chert podem
se apresentar brechadas baixo do contato com a Formação Aquidauana.
Muitos sills cretáceos de composição basáltica intrudem os sedimentos do
Grupo Passa-Dois. Estes são intrusivos equivalentes às rochas vulcânicas da Formação
Serra Geral (Lana et. al, 2006b). Uma proposta de coluna estratigráfica é apresentada
na figura 2.4).
Conglomerado basal com a de espessura alternados a arenitos
arcóseos e pelitos.
0.5 1.0 m
Camada de 0.1 a0.5 m de siltitos vermelhos e ocres, laminados
que se alternam com BIF’s. Estruturas plano-paralelas e flasers
sao as principais feições sedimentares dos siltitos.
Lentes de conglomerado e arenitos brancos
são observadas em direção ao topo da seqüência.
(250-300 m)
(750-800 m)
(30-40 m)
Irati
Aquidauana
Ponta Grossa
Furnas
Arenito vermelho rico em ferro alternando com camadas de 0,1 a 1,0 m de
conglomerados matriz suportados.
Arenito de 1,0 1 2,0 m com estratificação cruzada alternados
com siltitos vermelhos finamente laminados.
Há enriquecimento em ferro dos
arenitos tornando-os vermelhos.
Em direção ao topo tendem a apresentar cor branca
Camadas de arenitos de 0.1 a 2.0 m alternadas com 0,1 a 0,2 m de siltitos.
Os arenitos apresentam
estratificação cruzada e plano-paralela dominante.
Camadas de carbonato de 0,3 a 1,0 m alternando com folhelhos escuros e chert.
Níveis de carbonatos oólicos são comuns.
Seqüência de siltitos vermelhos a roxos alternados com camadas de
chert que podem ocorrer brechados
(450-500 m)
Figura 2.4. Coluna estratigráfica representativa da estrutura de impacto de Araguainha (Modificado de
Lana et al., 2006b).
Masero et al. (1994) realizaram um levantamento magnetotelúrico ao longo da
cratera e concluíram que o embasamento forma uma anel simétrico bem definido a uma
profundidade de 1 km, entre os raios de 9 a 20 km a partir do centro, decaindo após o
raio de 20 km. Com o auxílio de modelagem magnetotelúrica 2-D e 3-D Masero et al.
(1997) também descobriram um corpo no formato discóide no interior do granito a
profundidades entre 3 e 7 km, caracterizados por valores de resistividade abaixo do
CAPÍTULO 2 – Geologia da área de estudo
-13-
valor da crosta superior, e o relacionam a processos de falhamento e brechação
induzidos pelo impacto.
A profundidade de escavação induzida pelo impacto é estimada por Engelhardt
el al. (1992) em 2400 metros, que representa 1/10 do diâmetro da cratera transitória
estimada em 24 km. Muito próximo a estes valores, Lana et al. (2006a) afirmam que a
geração de uma cratera de 40 km de diâmetro requer 2 a 2,5 km de profundidade de
escavação e 20 a 25 km de cavidade transiente.
Atualmente Araguainha não é uma cratera de impacto sensu stricto. As camadas
superiores que normalmente recobrem uma cratera de impacto completa (camada
superior de material fundido, depósitos de brechas e outros produtos de fusão
superiores) já foram em grande parte erodidas, expondo os principais elementos
estruturais, que definem a geometria e a morfologia de uma estrutura de impacto
(Melosh, 1989). Somente poucos remanescentes de depósitos de impacto foram
preservados, tais como finas camadas de brechas intra-formacionais na parte central da
estrutura (Engelhardt et al., 1992). Associados ao embasamento soerguido há xenólitos
de arenitos arcóseo e biotita-muscovita xisto com mais de 5 metros de extensão (Lana
et al., 2006b). O contato exposto entre o embasamento e os estratos supracrustais é
caracterizado por fraturamentos em geral e brechação como resultado do soerguimento
central (Lana et al., op. cit.).
O material relacionado ao impacto pode ser dividido em brechas monomíticas,
polimíticas e brechas de impacto com matriz fundida (IBM) (Crósta et al., 1981; Theilen-
Wilige, 1981; Engelhard et al., 1992). Junto ao corpo granítico ainda ocorrem
pseudotaquilitos e melts (rochas com graus diferenciados de fusão por impacto). Os
pseudotaquilitos são produtos de impacto que estão encaixados nas fraturas do granito
soerguido. Já os melts são rochas que tendem apresentar matriz fanerítica, mega
cristais subédricos a anédricos de K-Feldspato marcados por cominuição de bordas,
matriz parcialmente vítrea com bolsões vítreos situados no interior de alguns cristais,
além de feições de recristalização de grão de quartzo (Yokoyama, 2006).
As feições de metamorfismo de impacto reconhecidas em Araguainha incluem a
presença de shatter cones em arenitos da Formação Furnas, diversos tipos de brechas
de impacto, feições planares em grãos de quartzo, feldspato e mica, tanto no
embasamento granítico quanto nas brechas, feições de intensa deformação e bombas
de impacto compostas por hematita.
Uma proposta do mapa geológico é apresentada na figura 2.5.
CAPÍTULO 2 – Geologia da área de estudo
-14-
Figura 2.5. Mapa geológico da estrutura de impacto de Araguainha (modificado de Projeto Alto Garças-PROSPEC S.A., 1971).
CAPÍTULO 3 - Caracterização geofísica de crateras de impacto
-15-
CAPÍTULO 3
Caracterização geofísica de crateras de impacto
Aproximadamente 20% das crateras terrestres estão enterradas sob
sedimentos pós-impacto. Desta maneira, muitas destas estruturas foram identificadas
inicialmente por meio de anomalias geofísicas (Pilkington & Grieve, 1992).
Investigações geofísicas em estruturas de impacto revelam que uma variedade de
assinaturas pode resultar de mudanças físicas induzidas pelo choque. De forma geral,
as crateras de impacto na superfície terrestre apresentam assinaturas geofísicas
típicas (Pilkington & Grieve, op. cit.; Pilkington e Hildebrand, 2003). Entretanto,
diferenças nas rochas-alvo, dimensões e tipo de deformação produzida podem resultar
em campos potenciais que fogem aos padrões esperados.
Apresenta-se neste capítulo de forma resumida as características geofísicas
gerais destas estruturas e as propriedades de algumas crateras mais importantes a fim
de correlacioná-las a Araguainha.
3.1 ASPECTOS GERAIS
Impactos de meteoritos modificam o campo de gravidade e o campo magnético
no local do impacto, que passa a apresentar assinaturas diferentes das rochas ao
redor. Por isso, métodos geofísicos, especialmente os potenciais, têm sido utilizados
para delinear os locais das crateras de impacto do mundo.
Há uma tendência de muitas das maiores estruturas complexas de exibir um
alto gravimétrico central. O estágio de compressão seria o responsável pela redução
da porosidade inicial provocando o aumento de densidade (Grieve, 1988, apud
Pilkington & Grieve, 1992). Quando se trata de uma anomalia gravimétrica negativa em
seu centro, esta pode estar relacionada ao forte fraturamento das rochas impactadas
nesta região ou mesmo à presença de níveis de brecha.
É válido ressaltar que a presença de um alto de gravidade central não implica
na existência de uma anomalia magnética central associada. As características gerais
das anomalias magnéticas associadas com crateras de impacto são mais complexas
do que as características de assinatura gravimétrica. O motivo reside no fato das
CAPÍTULO 3 - Caracterização geofísica de crateras de impacto
-16-
crateras apresentarem maior variedade nas propriedades magnéticas das rochas e
direção de magnetização (Rajasekhar e Mishra, 2005).
A mais comum assinatura magnética em crateras é um baixo (Cowan & Cooper,
2005). A tensão produzida pelo choque pode causar tanto desmagnetização como
remagnetização do alvo (magnetização remanescente de choque-MSR) (Henkel &
Reimold, 2002). A intensidade da MSR é proporcional à força do campo ambiente (Pohl
et al., 1975) e descresce com a distância do ponto de impacto. Nos choques que
produzem pressão maior que 10 GPa, Kumar e Ward (1963) detectaram uma redução
na susceptibilidade magnética das rochas (apud Pilkington & Grieve, 1992). Em geral,
estruturas com diâmetro < 10 km apresentam baixos magnéticos, enquanto estruturas
com diâmetro > 40 km exibem anomalias centrais de alta amplitude. Quando se trata
de altos magnéticos o efeito pode estar relacionado ao magnetismo de choque
(piezomagnetismo).
3.2 GEOFÍSICA DE CRATERAS
A maior estrutura de impacto conhecida no planeta, a cratera de
Vredefort/África do Sul (300 km), apresenta anomalias magnéticas simétricas,
negativas e curto comprimento de onda com alto gradiente. Hart et al. (2000)
caracterizam as rochas localizadas em seu núcleo como “super-magnéticas”, devido à
forte magnetização remanescente adquirida com o impacto.
A magnetização anômala de Vredefort é relacionada por Henkel & Reimold
(2002) ao melt de impacto e à formação de suevito na parte central. Esses autores
associam a aquisição de remanescência por magnetização termal com o aquecimento
das rochas pela passagem das ondas de choque. Isto caracteriza a magnetização
termal como tardia no processo de crateramento e posterior ao colapso da estrutura. A
susceptibilidade atribuída aos seus litotipos varia de 0,001 a 0,015 SI para granito
gnaisse, 0,0001 a 0,001 SI para rochas sedimentares e 0,006 a 0,1 SI para granitóides.
Análises realizadas em amostras do embasamento mostram que os valores de
densidade aumentam sistematicamente com a profundidade, o que foi definido por
velocidades de ondas P (Henkel & Reimold, 1998).
CAPÍTULO 3 - Caracterização geofísica de crateras de impacto
-17-
Diferindo de Vredefort, Chicxulub/México apresenta um alto magnético em seu
centro e aproximadamente 7 mGal de anomalia gravimétrica (Ebbing et al., 2001). É
considerada a mais jovem e bem preservada das três maiores crateras da Terra e
mostra cerca de 3 a 4 km de escavação (Pilkington & Hildebrand, 2000). Sua anomalia
magnética central coincide com o alto gravimétrico e ambos mostram-se alongados
segundo uma direção NW-SE (Schultz & D’Hondt, 1996). Essa assimetria expressa no
campo gravimétrico é também apresentada na distribuição do ejecta. A assimetria,
neste caso, é atribuída por Schultz & D’Hondt (1996) como resultado de um impacto
oblíquo do projétil. Informações petrofísicas mostram valores de intensidade da
magnetização remanescente de 0,12 a 0,35 A/m para a brecha, associada a 0,003 (SI)
de susceptibilidade magnética. Já a densidade atribuída para estes corpos que estão
dispostos nas regiões de borda é de 2,1 g/cm
3
.
Outras estruturas de impacto menores estão ganhando expressão no cenário
mundial pelos seus resultados de modelamentos obtidos. Morokweng/África do Sul
com seus 70 km de diâmetro é em grande parte formada em granitóides Arqueanos.
Apresenta uma anomalia aeromagnética central irregular e positiva coincidente com a
anomalia de gravidade (Henkel et al., 2002). Dados de gravidade revelam grande
anomalias relacionadas à ocorrência de litologias pré-impacto. Rochas da cobertura
que rodeiam a região central geralmente estão associadas com anomalias de
gravidade positivas. Ao embasamento é atribuída densidade de 2,5 g/cm
3
e
susceptibilidade magnética de 8.10
-4
a 4.10
-2
SI.
Considerada a única cratera de impacto em rochas basálticas do mundo,
Lonar/Índia, apresenta -2,25 mGal e 550 nT de anomalias gravimétrica e magnética,
respectivamente (Rajasekhar e Mishra, 2005). Os autores descrevem que o impacto
responsável por esta cratera modificou o vetor de magnetização e a densidade da
rocha a aproximadamente 500-600 metros abaixo da superfície. O impacto
remagnetizou esta região, alterando a magnetização remanescente previamente
existente. Isto implica em que a temperatura no impacto deve ter sido abaixo de 550ºC,
temperatura que corresponde ao ponto de Curie da magnetita.
Os autores ainda descrevem que parte da zona brechada apresenta alta
susceptibilidade, de aproximadamente 4x10
-3
SI, sugerindo concentração de magnetita
nesta região, que pode representar parte do meteorito. O modelo geofísico gerado
mostra uma alta susceptibilidade abaixo do alto magnético associada a um baixo
gravimétrico.
CAPÍTULO 3 - Caracterização geofísica de crateras de impacto
-18-
Baseado nestes e outros estudos, pretende-se analisar as anomalias magnética
e gravimétrica da estrutura de impacto de Araguainha, investigando as similaridades e
diferenças aos dados de literatura, com o objetivo de caracterizar geofisicamente esta
estrutura.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-19-
CAPÍTULO 4
Processamento dos dados e métodos de trabalho
A base dos dados geofísicos utilizada neste trabalho é composta de dados
gravimétricos, aeromagnéticos e magnéticos terrestres. Além destes, utilizam-se
informações geológicas que servem como vínculos na estruturação dos modelos finais
gerados.
Há diferenças significativas no comportamento dos campos gravimétrico e
magnético. As variações de densidade são relativamente pequenas e uniformes
quando comparadas às mudanças de susceptibilidade magnética. Além disso,
anomalias gravimétricas são menores e muito mais suaves que as magnéticas (Telford,
1990).
Compreendidas estas diferenças gerais, este capítulo descreve
minuciosamente a aquisição, o processamento e a metodologia aplicados, de forma a
se obter um banco de dados apropriado ao modelamento geofísico.
4.1 DADOS GRAVIMÉTRICOS
Os dados gravimétricos utilizados neste trabalho foram coletados em uma
campanha realizada no mês de julho de 2006 envolvendo uma área maior que a
estrutura de impacto. Foram coletadas 230 estações gravimétricas em 90% na área da
cratera e o restante em uma área maior, além de seus limites. O levantamento
gravimétrico foi realizado com um Gravímetro LaCoste & Romberg, Modelo G, do
Laboratório de Geodésia e Gravimetria do IAG/USP. As coordenadas geodésicas
foram obtidas por posicionamento por satélite, usando o sistema GPS. O uso do GPS
em levantamentos geodésicos ou topográficos proporciona as coordenadas retilíneas
geocêntricas (X, Y, Z) referenciadas ao World Geodetic System 1984 – WGS 84, que
podem ser transformadas em latitude, longitude e altitude geométrica. Para que possa
ser explorada a potencialidade do GPS na altimetria, faz-se necessário o conhecimento
da altura geoidal com precisão compatível com a do nivelamento. Portanto, as
estações foram monitoradas pelo GPS por um período de quinze minutos, coletando-se
altitudes geométricas. Realizou-se também aquisição de seis horas em algumas RN’s
na área de estudo (Araguainha, Ponte Branca e Alto Garças) a fim de melhorar a
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-20-
transformação da altitude geométrica em ortométrica. Para este processo foi utilizado o
Geóide Gravimétrico da América do Sul (Sá, 2004). O posicionamento das estações é
apresentado na figura 4.1.
Foram usadas bases próximas de Mineiros (GO), Jataí (GO) e Alto Garças (MT)
no transporte de gravidade (g) para três pontos escolhidos como bases na área de
estudo. Obtiveram-se, desta forma, resultados consistentes em circuitos com deriva
muito baixa, com erro de g obtido para estas bases entre ± 0,04 e 0,06 mGal.
Os dados da anomalia Bouguer foram interpolados pelo método da krigagem e
o mapa obtido mostra uma conspícua tendência NE-SW de longo comprimento de
onda que demonstra não ter relação com a estrutura de impacto (Figura 4.1).
A redução dos dados gravimétricos consiste na realização das correções de
variações temporais do campo de gravidade causadas pela atração luni-solar e derivas
estática e dinâmica do gravímetro, resultando no valor da aceleração da gravidade no
ponto. Em seguida subtrai-se da aceleração da gravidade do ponto o valor da
gravidade normal para cada estação, fornecido pela fórmula do Sistema Geodésico de
Referência de 1980 (Moritz, 1984) e obtém-se a anomalia ar-livre após sua correção.
A correção ar-livre é empregada para compensar os efeitos da diferença de
altitude das estações em relação ao geóide. A massa que porventura existir entre as
estações e o geóide não é considerada. Assim, a anomalia ar-livre é obtida pela
equação
∆g
AL
=g
obs
+ 0,3086h - g
n
(4.1),
onde g
n
é a gravidade normal, h é a diferença entre o geóide e o ponto medido, dada
em metros e ∆g
AL
é dada em mGal.
A correção Bouguer consiste em adicionar ao valor normal da gravidade a
atração de um cilindro de raio infinito e altura igual à altitude do terreno no ponto de
observação. O cilindro deve ter densidade igual à do material localizado entre o geóide
e a estação
∆g
B
=g
obs
+ 0,3086h - g
n
– 0,04191ρh (4.2),
onde g
obs
é a anomalia observada; h é a diferença entre o geóide e o ponto medido; e a
densidade ρ adotada como 2,67 g/cm
3
.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-21-
-53.6 -53.4 -53.2 -53 -52.8 -52.6
-17.2
-17
-16.8
-16.6
-16.4
-16.2
-88
-86
-84
-82
-80
-78
-76
-74
-72
-70
-68
-66
-64
-62
-60
0
25 50 km
N
mGal
A
A'
B
B'
C'
C
D
D'
E
E'
Araguainha
Ponte Branca
Perfil A-A'
Perfil B-B'
Perfil C-C'
Perfil D-D'
Perfil E-E'
Área urbana
Estações
gravimétricas
Figura 4.1. Mapa de anomalia Bouguer de toda a área superposto pelas estações gravimétricas. Os cinco
perfis ao longo dos quais foram realizadas as correções regionais estão representados com símbolos de
cores distintas.
4.1.1 Separação regional-residual
Uma vez obtidas as anomalias Bouguer, o próximo passo é tentar separar as
anomalias gravimétricas com diversas profundidades de origem. Para tanto, é
necessário estabelecer um padrão de anomalias regional, e a partir deste calcular as
anomalias residuais.
A informação contida no mapa Bouguer total refere-se à soma vetorial da
aceleração da gravidade produzida por massas anômalas de corpos em profundidades
variadas, normalmente indo desde a base da crosta até a superfície. Para se obter
somente a informação referente às massas anômalas deve-se estimar o campo
gravimétrico regional, ou seja, aquele campo que possui maiores comprimentos de
onda, e subtraí-lo dos valores medidos. O resultado obtido é o isolamento das
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-22-
anomalias gravimétricas de menor comprimento de onda, geradas por corpos menores
e mais rasos. Isto é denominado separação regional-residual.
Deve-se ressaltar que o conceito de regional e residual é relativo, sendo que
mesmo em levantamentos locais o conceito de regional-residual também se aplica.
Neste trabalho pretende-se retirar o efeito anômalo causado pelas estruturas mais
profundas, que não demonstrem relação com o impacto, de forma a isolar a resposta
da estrutura de interesse.
Como a distribuição espacial dos dados é irregular, é necessário utilizar um
interpolador para gerar os mapas e analisar a informação ajustada pelos diferentes
métodos. Para identificar o método e o polinômio que se situem na posição mais
adequada neste trabalho são utilizados perfis calculados a partir dos pontos de
amostragem, e não a partir dos valores das grades geradas para a representação.
Foram selecionados cinco perfis (A-A’, B-B’, C-C’, D-D’ e E-E’, figura 4.1) regionais de
forma que o segundo, quarto e quinto passam pela região do núcleo granítico
soerguido.
Para a separação do campo gravimétrico regional utilizou-se de dois métodos
distintos: i)ajuste polinomial por mínimos quadrados e ii) ajuste por polinômio robusto,
todos aplicados nos cinco perfis extraídos.
A escolha do melhor regional é feita de maneira qualitativa a partir da análise
dos perfis comparativos para o polinômio de cada grau. É importante o conhecimento
geológico da região de estudo para escolher criteriosamente o melhor método que a
represente e o grau que melhor ajuste o campo regional. Por isso, alguns critérios
devem ser estabelecidos, como a preservação de valores negativos, visto que a área
de estudo situa-se em uma região de bacia sedimentar. Além do mais, devem-se
preservar os valores mais negativos que estão compreendidos na região do núcleo
granítico soerguido. Esta análise por perfis regionais em estrutura de impacto é
minuciosa porque, em geral, não se conhece a geometria da fonte anômala, com
exceção do estereótipo circular geral das crateras.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-23-
4.1.1.1 Ajuste polinomial por mínimos quadrados
Este método consiste em determinar a função que melhor represente o
comportamento geral dos dados. A função objetivo é a soma dos quadrados das
diferenças entre cada observação e o valor do ajuste funcional no ponto de
observação. Desta maneira, o estimador pode ser obtido pela minimização da função
objetivo.
O método apresenta algumas desvantagens, como o fato dos polinômios de
alta ordem se ajustarem à parte do residual, além de ser um método estritamente
matemático, não levando em conta vínculos com variações reais de massa causadas
pela variação geológica.
O perfil A-A’ (Figura 4.2) localiza-se a noroeste da cratera de Araguainha. Nota-
se em seus ajustes alta similaridade entre os diversos polinômios. Os polinômios de
graus 4 e 5 começam a se adaptar à forma da anomalia, gerando falsas anomalias
positivas e negativas. Já dentre os polinômios de grau 1 a 3, este último representa
melhor o campo regional, principalmente porque a porção oeste do perfil residual
(Figura 4.2c) está mais próxima de valores negativos que os graus 1 e 2.
O perfil B-B’, constitui o perfil mais importante para análise polinomial
juntamente com os perfis D-D’ e E-E’, por seccionar toda a área da cratera, o núcleo
central soerguido e ultrapassar seus limites. Os graus 4 e 5 evoluem, da mesma forma
do visto anteriormente, para uma assimilação do padrão da anomalia (Figura 4.3d e
4.3e). Seus residuais são semelhantes aos do grau 3 (Figura 4.3c), e tendem a anular
os valores gravimétricos mais altos observados nas extremidades sul e norte, que
demonstram não estar relacionadas ao impacto. Esta é uma feição importante a ser
separada, o que não foi possível com os ajustes de 1 e 2 graus, principalmente na
região sudeste do perfil. Todos os residuais mostram-se com valores coerentemente
negativos para a região central da cratera. Desta maneira, nota-se que o ajuste de grau
3 é o melhor para este perfil.
O perfil C-C’, delineado a leste dos limites da cratera, permanece com valores
praticamente constantes ao longo dos seus quase 150 km de extensão (Figura 4.4). Os
residuais para os polinômios de todos os graus mostram pouca diferença, de maneira
que se escolhe o polinômio de grau 3 como o mais adequado.
Para o perfil D-D’ os ajustes de grau 1 a 3 mostram-se muito semelhantes, com
ligeiras diferenças na região central e fora dos limites da cratera (Figura 4.5).
Entretanto, o polinômio de grau 3 ajusta-se melhor na porção sudeste da cratera,
gerando valores menos negativos nesta e na região noroeste, conforme pode ser visto
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-24-
nos dados residuais s figura 4.5h. Para os residuais de todos os graus a região central
da cratera apresenta valores negativos.
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−10
0
10
Distância(km)
mGal
Figura 4.2. Perfil A-A’ comparativo entre o campo Bouguer e o campo regional obtido pelo ajuste
polinomial por mínimos quadrados de grau 1 a 5, de “a” até “e”, respectivamente, e seus referentes
resíduos de “f” a “j”.
a) f)
b) g)
c) h)
d) i)
e) j)
A A’ A A’
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-25-
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−10
0
10
Distância(km)
mGal
Figura 4.3. Perfil B-B’ comparativo entre o campo Bouguer e o campo regional obtido pelo ajuste
polinomial por mínimos quadrados de grau 1 a 5, de “a” até “e”, respectivamente, e seus referentes
resíduos de “f” a “j”.
a) f)
b) g)
c) h)
d) i)
e) j)
B B’
B
B’
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-26-
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−10
0
10
Distância(km)
mGal
Figura 4.4. Perfil C-C’ comparativo entre o campo Bouguer e o campo regional obtido pelo ajuste
polinomial por mínimos quadrados de grau 1 a 5, de “a” até “e”, respectivamente, e seus referentes
resíduos de “f” a “j”.
a) f)
b) g)
c) h)
d) i)
e) j)
C C’ C’C
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-27-
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−10
0
10
Distância(km)
mGal
Figura 4.5. Perfil D-D’ comparativo entre o campo Bouguer e o campo regional obtido pelo ajuste
polinomial por mínimos quadrados de grau 1 a 5, de “a” até “e”, respectivamente, e seus referentes
resíduos de “f” a “j”.
O perfil E-E’ (Figura 4.6) secciona a cratera de sul a norte passando pela região
do núcleo granítico soerguido. As anomalias de borda e do núcleo da estrutura
parecem relativamente bem realçadas. Os polinômios de grau 1 a 3 mostram-se como
os melhores ajustes (Figura 4.6a, 4.6b e 4.6c, respectivamente). Destes, destaca-se o
polinômio de grau 3 como o melhor representante regional porque a curva se ajusta
a) f)
b) g)
c) h)
d) i)
e) j)
D
D’
D
D’
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-28-
melhor na região fora da borda sul, gera valores menos positivos para a borda sul,
além de realçar melhor a anomalia negativa do núcleo granítico soerguido.
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−10
0
10
Distância(km)
mGal
Figura 4.5. Perfil D-D’ comparativo entre o campo Bouguer e o campo regional obtido pelo ajuste
polinomial por mínimos quadrados de grau 1 a 5, de “a” até “e”, respectivamente, e seus referentes
resíduos de “f” a “j”.
a) f)
b) g)
c) h)
d) i)
e) j)
E E’
E
E’
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-29-
Analisando os cinco perfis comparativos para os cinco graus de polinômio
calculados, percebe-se que os residuais de graus 1 a 3 demonstram muita similaridade
para a maioria dos perfis, sendo que o polinômio de grau 3 é o que situa o regional em
uma posição mais adequada para fins de modelagem para o presente método de
remoção do regional.
4.1.1.2 Ajuste polinomial robusto
Enquanto no método dos mínimos quadrados toda observação é atribuída com
o mesmo grau de importância indiferentemente do valor residual que produz, o
procedimento robusto (Beltrão et al.,1991) atribui importância maior para observações
que produzem valores residuais pequenos. Deste modo evita-se que valores muito
grandes ou muito pequenos que não sejam representativos forcem uma
superestimativa ou subestimativa dos coeficientes do polinômio, colocando o campo
regional calculado muito abaixo ou acima da posição ideal. O polinômio robusto para
os diversos perfis foi calculado com base na rotina ROBFIT1DB2 (Shukowsky,2000).
Para o perfil A-A’ (Figura 4.7) os polinômios de graus 1 e 2 resultam em
anomalias positivas em suas bordas e muito negativas nas regiões centrais. O
polinômio de grau 3 representa melhor a tendência geral da anomalia, atribuindo-lhe
pesos mais coerentes. Os polinômios de graus 4 e 5 mostram-se claramente
adaptados à curva da anomalia, englobando parte de sua resposta gravimétrica,
principalmente em suas extremidades.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-30-
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−20
0
20
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−20
0
20
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−20
0
20
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−20
0
20
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−20
0
20
Distância(km)
mGal
Figura 4.7. Perfil A-A’ com curva de ajuste por polinômio robusto de graus 1 a 5 mostrados nas letras “a”
até “e”, respectivamente. Nas figuras “f” a “j” mostra-se os respectivos regionais para cada grau.
a) f)
b) g)
c) h)
d) i)
e) j)
A A’
A
A’
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-31-
No perfil B-B’ (Figura 4.8) os polinômios robustos de graus 1 e 2 mostram-se
relativamente bem ajustados para região do núcleo, entretanto à porção sul da curva
foi atribuído menor peso, o que preservou estes valores extremamente negativos. Os
polinômios de graus 1, 2 e 3 mostram-se muito semelhantes. Apesar disto, o polinômio
de grau 3 apresenta um maior destaque para suas anomalias na porção central e
adjacências, referentes à cratera transiente, que mostraram-se menos positivas que
nos outros dois.
O perfil C-C’ (Figura 4.9) apresenta um padrão geral linear e mostra-se difícil no
ajuste com outros graus por apresentar grande variação anômala pico a pico. A grande
distância entre pontos também dificulta consideravelmente este ajuste polinomial.
Desta maneira o polinômio que mais se adequa ao regional é o de grau 1.
Os ajustes relacionados ao perfil D-D’ podem ser vistos na figura 4.10. O ajuste
atribui peso muito baixo para a porção sudeste do perfil. O polinômio de grau 2, apesar
de gerar valores negativos na região central, gera pseudo-anomalias positivas e
negativas nas extremidades. O polinômio de grau 3 remove relativamente bem o efeito
regional para além dos limites da cratera, com exceção da região noroeste que mostra-
se com resíduo extremamente positivo, com pico em 6 mGal. Já o grau 4 apresenta
valores muito semelhantes ao grau 3, mas apresenta a anomalia residual melhor
posicionada na porção noroeste. O polinômio de grau 5 começa a se ajustar à
anomalia, gerando valores residuais indesejáveis nas regiões de borda da cratera.
Na análise do perfil E-E’ (Figura 4.11) percebe-se que pouco peso é atribuído
para a região sul do polinômio de grau 1. O polinômio de grau 2 mostra-se secionando
o topo de anomalias com valores mais altos, na região norte do perfil, gerando falsas
anomalias negativas. Os demais polinômios mostram-se muito semelhantes com
valores residuais negativos para a região do núcleo, algumas anomalias positivas para
a região da cratera transiente e falsas anomalias nas extremidades da ordem de no
máximo 5 mGal. No entanto, optou-se por trabalhar com o polinômio 3, de mais baixo
grau dentre estes.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-32-
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−50
0
50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−50
0
50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−50
0
50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−50
0
50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−100
−50
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−50
0
50
Distância(km)
mGal
Figura 4.8. Perfil B-B’ com curva de ajuste por polinômio robusto de graus 1 a 5 mostrado nas letras “a”
até “e”, respectivamente. Nas figuras “f” a “j” mostra-se os respectivos regionais para cada grau.
a) f)
b) g)
c) h)
d) i)
e) j)
B B’
B
B’
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-33-
0 50 100 150
−80
−75
−70
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−5
0
5
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−80
−75
−70
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−5
0
5
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−80
−75
−70
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−5
0
5
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−80
−75
−70
Distância(km)
mGal
0 50 100 15
0
−5
0
5
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−80
−75
−70
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−5
0
5
Distância(km)
mGal
Figura 4.9. Perfil C-C’ com curva de ajuste por polinômio robusto de graus 1 a 5 mostrado nas letras “a”
até “e”, respectivamente. Nas figuras “f” a “j” mostra-se os respectivos regionais para cada grau.
a) f)
b) g)
c) h)
d) i)
e) j)
C C’ C C’
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-34-
0 50 100 150
−80
−70
−60
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−20
0
20
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−80
−70
−60
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−20
0
20
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−80
−70
−60
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−20
0
20
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−80
−70
−60
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−20
0
20
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−80
−70
−60
Distância(km)
mGal
0 50 100 150
−20
0
20
Distância(km)
mGal
Figura 4.10. Perfil D-D’ com curva de ajuste por polinômio robusto de graus 1 a 5 mostrado nas letras
“a” até “e”, respectivamente. Nas figuras “f” a “j” mostra-se os respectivos regionais para cada grau.
a)
f)
b) g)
c) h)
d) i)
e) j)
D
D’ D
D’
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-35-
0 50 100
−80
−60
−40
Distância(km)
mGal
0 50 10
0
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100
−80
−60
−40
Distância(km)
mGal
0 50 100
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100
−80
−60
−40
Distância(km)
mGal
0 50 10
0
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100
−80
−60
−40
Distância(km)
mGal
0 50 10
0
−10
0
10
Distância(km)
mGal
0 50 100
−80
−60
−40
Distância(km)
mGal
0 50 100
−10
0
10
Distância(km)
mGal
Figura 4.11. Perfil E-E’ com curva de ajuste por polinômio robusto de graus 1 a 5 mostrado nas
letras “a” até “e”, respectivamente. Nas figuras “f” a “j” mostra-se os respectivos regionais para
cada grau.
a) f)
b) g)
c) h)
d) i)
e) j)
E
E’
E
E’
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-36-
Ao comparar o resultado dos dois métodos, percebe-se que o polinômio de grau
3 obtido pelo método robusto é o mais adequado para uma consistente remoção do
regional, apesar de apresentar sutil diferença entre o polinômio do mesmo grau obtido
por mínimos quadrados. Também se testaram polinômios de graus acima de 6, que
coincidem com as anomalias e portanto não foram utilizados para análise neste
trabalho.
Os dados da anomalia Bouguer foram interpolados pelo método da krigagem
com espaçamento entre pontos de 500 metros. Para obtenção mais precisa desta
malha a interpolação foi aplicada para uma área que se restrinja unicamente aos
limites da cratera, de forma que a distribuição de pontos mostre-se mais homogênea
(Figura 4.12).
N
0
12,5 25 km
-53.1 -53 -52.9 -52.8
-17
-16.9
-16.8
-16.7
-74
-73
-72
-71
-70
-69
-68
-67
-66
-65
-64
-63
-62
-61
-60
-59
-58
Araguainha
Ponte Branca
mGal
Figura 4.12. Mapa de anomalia Bouguer sobreposto por isolinhas correspondentes ao ajuste regional
pelo método do polinômio robusto de terceiro grau.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-37-
Desta forma, obtém-se o mapa de anomalia Bouguer residual (Figura 4.13)
subtraindo-se do mapa de anomalia Bouguer original a superfície polinomial robusta de
terceiro grau.
-53.1 -53 -52.9 -52.8
-17
-16.9
-16.8
-16.7
0
12,5 25 km
N
Araguainha
Ponte Branca
-18
-17
-16
-15
-14
-13
-12
-11
-10
-9
-8
-7
-6
-5
-4
-3
-2
-1
0
1
2
3
4
5
6
7
mGal
Figura 4.13. Mapa Bouguer residual obtido através da remoção do polinômio robusto de terceiro grau.
Destacam-se os altos valores gravimétricos na região centro-sul da área.
O método da krigagem mostra-se mais adequado para a representação dos
dados, pois obtém melhor realce da anomalia de borda, diferenciando-a das anomalias
referentes à cratera transiente e do núcleo central soerguido (NCS) (Figura 4.13).
Sabe-se, entretanto, que o interpolador incrementa ou reduz dados em algumas
regiões da malha falseando anomalias. Com o intuito de se conhecer a ponderação
dos dados para a krigagem elabora-se um mapa de sua confiabilidade com base na
diferença entre a malha interpolada e os dados medidos em campo (Figura 4.14). O
resultado mostra que nas regiões de borda o método foi extremamente eficiente com
valores próximos de zero; os valores negativos devem-se principalmente às regiões
com ausência de pontos, e uma anomalia pontual com valores muito altos no centro-
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-38-
norte da área que o método foi incapaz de ajustar. Desta forma, percebe-se que o
método da krigagem é eficiente para representar a anomalia Bouguer da estrutura de
Araguainha.
-53.1 -53 -52.9 -52.8
-17
-16.9
-16.8
-16.7
-0.5
-0.3
-0.1
0.1
0.3
0.5
0.7
0.9
1.1
1.3
1.5
1.7
N
0
12,5 25 km
mGal
Figura 4.14. Mapa de confiabilidade do interpolador, que corresponde à diferença entre o valor Bouguer
interpolado e o valor medido.
Os dados de anomalia Bouguer residual apresentados na figura 4.13 mostram
valores bem definidos para a borda e anéis da estrutura. Estes variam em torno de 3
mGal, em contraste com valores de -3 mGal apresentados na região da cratera
transiente. Os valores mais altos da anomalia Bouguer estão concentrados na região
correspondente ao soerguimento central, mais precisamente às localidades das
formações Furnas e Ponta Grossa, que variam de 4 a 5 mGal. O alto anômalo persiste
e possui formato alongado para a região sul da cratera, alcançando a borda aí
localizada. Este valor anômalo é coincidente geologicamente à Formação Aquidauana;
mas, no entanto, foge completamente aos padrões deste litotipo no restante da
estrutura. O EGS apresenta uma baixo gravimétrico em torno de -4 mGal, que é
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-39-
semelhante à parte da assinatura gravimétrica da cratera transiente. No extremo
nordeste da área os dados mostram os valores mais negativos da área, inferiores a -6
mGal. Esta fonte está após os limites da cratera e demonstra não estar relacionada ao
impacto.
Percebe-se uma relação quase que direta da anomalia Bouguer nas bordas
com sua topografia (Figura 4.15), principalmente no que diz respeito à borda noroeste
da estrutura. Entretanto, a assimetria da anomalia central que se estende para o sul
contraria esta análise para esta borda. De certa forma, o relevo aí presente pode
expressar o elevado grau de erosão da cratera de Araguainha. Esta análise é
importante para a construção dos modelos.
-18
-14
-10
-6
-2
2
6
460
510
560
610
660
710
760
810
mGal
metros
0 5,5 11 km
Exagero vertical=30 vezes
Figura 4.15. Representação conjunta dos dados de anomalia Bouguer e os dados topográficos.
Destaca-se a coincidência entre regiões de elevada topografia com regiões que apresentam alto
gravimétrico. A forte anomalia presente na região centro sul foge a esta análise.
N
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-40-
4.1.2 Derivada vertical
Outra classe de transformações úteis engloba as derivadas de primeira e
segunda ordem direcionais ou verticais. Em termos dos coeficientes da transformada
de Fourier, ou seja, no domínio de freqüência, basta derivar o termo que depende da
variável em que a derivada está sendo calculada, e multiplicar cada termo dos
coeficientes de Fourier pela freqüência ikx, iky ou kz , no caso das derivadas primeira,
ou pelo quadrado das freqüências no caso de derivadas segunda. A equação geral é
apresentada abaixo
[]
)exp()(exp),(
~
),,(
00
zkykxkikkgkzyxg
dz
d
ZYXYX
Nx
n
Ny
n
ZZ
+−=
∑∑
==
(4.3)
onde g
z
é a componente vertical do campo potencial, g
~
é a componente no domínio
da freqüência, k
x
é a freqüência na direção x, k
y
é a freqüência na direção y, k
z
é a
freqüência na direção z, N
x
é o número de amostras na direção x e N
y
é o número de
amostras na direção y.
Para calcular as derivadas de ordem superior, segunda, por exemplo, basta
derivar a exponencial, e no caso da derivada segunda vertical, o termo kz
2
deverá
multiplicar cada coeficiente de Fourier associado a esta freqüência.
As derivadas dos mapas gravimétricos e magnéticos são úteis para delimitar os
limites de corpos e estruturas causadoras das principais anomalias, além de também
funcionarem como um método de separação regional-residual. As anomalias de curto
comprimento e maior gradientes são realçadas, e estas têm origem próxima da
superfície. Os pontos em que a derivada segunda se anulam podem ser utilizados para
limitar as extremidades do corpo.
A aplicabilidade da derivação do campo neste trabalho é a delimitação de
estruturas em profundidade relacionadas ao limite entre blocos. Isto auxilia na
determinação do contato entre o embasamento e as rochas sedimentares ou mesmo
regiões de falha. Sua aplicação será enfatizada no capítulo 6, referente aos resultados
dos modelamentos realizados. O cálculo foi realizado com base na rotina DERV2B
(Shukowsky, 2006) e um exemplo é mostrado na figura 4.16.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-41-
0 5 10 15 20 25 30 35 40 4
5
−8
−6
−4
−2
0
2
4
6
8
10
Derivada vertical segunda (mGal/km
2
)
Distância (km)
Derivada do Perfil 3
Figura 4.16. Exemplo da aplicação do método da derivada vertical de segunda ordem
na delimitação de corpos com densidades distintas. A linha preta tracejada mostra a
relação entre pico da derivada e alto do embasamento.
4.1.3 Propriedades físicas das amostras
Para uma modelagem confiável dos dados gravimétricos é necessária a coleta
de amostras para determinação dos valores de densidade dos materiais geológicos
presentes na área.
Os dados de densidades foram obtidos com medidas do peso da amostra no ar
e submersa em água. As medidas realizaram-se sobre as fácies presentes no centro
da estrutura e sedimentos da bacia. Nem todos os litotipos da bacia dentro e fora da
estrutura de impacto foram amostrados e, portanto, alguns valores de densidade para
1
0
-1
km
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-42-
estas supracrustais foram estimados com base em informações bibliográficas. As
amostras fazem parte do acervo coletado por Yokoyama (2006) e consistem em 66
amostras que são destinadas à geração de informações paleomagnéticas.
A análise apresenta média de 2,22 ±0,01 g/cm
3
para um siltito carbonático do
Grupo Passa-Dois. As amostras de arenito da Formação Aquidauana mostram-se com
média de 2,36 ±0,07g/cm
3
, com 3,13 ± 0,05 g/cm
3
para as amostras da Formação
Ponta Grossa e 2,22 ±0,06 g/cm
3
para as amostras da Formação Furnas. Ressalta-se
que as amostras coletadas da Formação Ponta Grossa correspondem à fácies rica em
ferro, o que resulta em densidades elevadas. Não se tem informação da espessura
deste pacote dentro do restante dos sedimentos. Desta maneira, para o restante do
pacote, foi adotada a mesma densidade encontrada para as amostras da Formação
Aquidauana. Todos os valores são próximos aos 2,32 g/cm
3
citados por Dobrin (1960)
para amostras de arenito.
As medidas de densidades realizadas nas 32 amostras do granito apresentam
média de 2,45 ± 0,04 g/cm
3
. Esta informação é próxima aos valores de densidade para
amostras de granito encontradas por Henkel et al. (2002), de 2,5 g/cm
3
para
granitóides do embasamento. No entanto, contrapõem-se à informação gravimétrica
que revela um baixo na região do EGS, já que a densidade do granito mostra-se
superior aos sedimentos. A maneira encontrada para solucionar esta questão é atribuir
o valor encontrado para a região do embasamento em subsuperfície, e para a região
do EGS adotar o valor de 2,15 g/cm
3
. Esta consideração é coerente em que pese a
presença de brechas, que em geral apresentam valores de 2,09 g/cm
3
(Ebbing et al.,
2001), xenólitos de siltitos e do intenso fraturamento.
A tabela detalhada das medidas de densidade consta no Apêndice A.
4.2 DADOS MAGNÉTICOS
A informação magnética utilizada neste trabalho se desmembra em dados
aeromagnéticos e magnéticos terrestres. Os dados aeromagnéticos, com
comprimentos de ondas maiores e informações mais regionais, auxiliam no
entendimento do aspecto geral da estrutura de impacto. Por outro lado, os dados
magnéticos terrestres, com comprimentos de onda menores, complementam a análise
aérea e fornecem maior detalhe da deformação da estrutura com o impacto.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-43-
4.2.1 Dados Aeromagnéticos
A base de dados aeromagnéticos que subsidia o projeto da área estudada
provém do levantamento denominado Projeto Alto Garças (Prospec S.A., 1972). Estes
dados compreendem uma cena limitada pelas coordenadas geográficas 16°30'
S/53°24' W e 17°00' S/52° 45' W com linhas de vôo espaçadas em 1km e altitude de
120 metros, fornecidos em formato digital ASCII, em escala 1:500000. A CPRM
informa em sua base de dados que estes foram redigitalizados devido à perda da fita
magnética original. Com este processo os dados são suavizados e anomalias de
pequeno comprimento de onda podem se perder.
A malha foi interpolada pelo método da mínima curvatura e aos valores brutos
foi somado o “datum” de 16000 nT, correspondente ao campo geomagnético a uma
altitude de 1000 metros, conforme recomendação da CPRM. Ao subtrair o IGRF de
23376 nT as anomalias persistem com valores unicamente positivos. Para eliminar este
efeito foram realizados três testes:
(1) Escolheu-se uma anomalia que apresenta valor relativamente constante e subtraiu-
se seu valor de todos os dados (linha azul da figura 4.17) do campo magnético;
(2) Foi traçado um plano de ajuste médio nestes dados que posteriormente foi
removido dos mesmos. O resultado pode ser visto na linha verde da figura 4.17;
(3) Foi removida a componente magnética prevista pelo modelo geomagnético de
Motta e Barreto (1992) ao invés de utilizar o IGRF, e dos dados residuais foram
subtraídos os valores de uma superfície média (linha vermelha da figura 4.17).
Observa-se na figura 4.16 que os dados retirados ao longo do perfil A-B
(Figura 4.17) apresentaram alto grau de semelhança e que o resultado obtido pelo
procedimento (1) é o mais discrepante dos três. Portanto, opta-se por trabalhar neste
projeto com os dados residuais obtidos do procedimento (3). Os valores de declinação
e inclinação adotados correspondem a -11,8º e -9,7º, respectivamente, representativos
da época e região de estudo.
Obtém-se através deste procedimento o mapa do campo aeromagnético
residual da figura 4.18. Nota-se que estes dados definem um tênue contorno da borda
externa da estrutura, marcado com valor de aproximadamente -20 nT na porção
sudeste e por valores baixos a intermediários em seu complemento. Theilen-Willige
(1981) já havia observado o contorno anômalo circular pouco definido. Ainda há de se
ressaltar que a região correspondente ao núcleo é marcada por valores próximos aos
valores de borda e mostram o núcleo com valores intermediários.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-44-
Figura 4.17. Perfis residuais obtidos ao longo da linha A-B (Figura 4.18). Nota-se pouca diferença entre as
três análises realizadas. O perfil de cor vermelha, correspondente aos dados residuais que serão
adotados para este trabalho, corrigidos a partir de dados da de Motta e Barreto (1992).
Figura 4.18. Mapa do campo magnético residual obtido dos dados aeromagnéticos a partir do modelo
previsto por Motta e Barreto (1992).
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-45-
4.2.1.1 Processamento dos dados
Dados magnéticos na forma de mapas e perfis são normalmente submetidos
a transformações lineares e não-lineares com o intuito de realçar aspectos do campo
anômalo (Blakely, 1995). Busca-se neste processo identificar a continuidade de fontes,
discriminar fontes interferentes, distinguir fontes rasas de fontes profundas e,
geralmente o mais importante, posicionar campos transformados sobre as fontes
magnéticas no substrato.
No domínio de Fourier uma transformação linear pode genericamente ser
expressa como:
}{),(}{
t
m
TFpkxFCF = ,
(4.4)
sendo F{C} a Transformada de Fourier do campo filtrado C, F(Kx,p) o filtro associado a
esta transformação e
}{
t
m
TF a Transformada de Fourier da anomalia magnética de
campo total
Continuação de campos
A continuação de campos é um processo matemático que permite inferir a
configuração de um campo potencial em uma altura diferente daquela na qual foi
medido. O cálculo em um nível inferior ao de medida configura a continuação para
baixo e o cálculo em um nível superior define a continuação para cima (Duarte, 2003).
A expressão matemática do filtro de continuação é dada por
Fc(Kx)=e
z|kx|
(4.5),
onde z corresponde à altura da continuação.
Na continuação para cima o termo exponencial na equação 4.5 é negativo e
tende a atenuar as anomalias de curto comprimento de onda (ou alta freqüência), o
que corresponde a diminuir o efeito das fontes rasas. Na continuação para baixo, o
termo exponencial em 4.5 é positivo e a operação de filtragem acarreta o realce do
conteúdo de alta freqüência do sinal. Isso corresponde a realçar os campos associados
a fontes mais rasas, embora tenha o efeito de amplificar ruídos existentes nos dados
(Tuma, 2006).
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-46-
Pelo exposto nota-se que é possível utilizar esta transformação para estimar a
componente regional no processo de separação das anomalias com diferentes
profundidades de origem. Esta transformação também pode ser utilizada na integração
de dados obtidos em diferentes alturas visando produzir uma base de dados unificada.
Apesar da remoção da componente regional magnética, nota-se uma forte
tendência de direção NE-SW superpondo-se aos dados (Figura 4.18). Na tentativa de
removê-la, aplicou-se a continuação para cima a alturas de 0,5 km, 1,0 km, 1,5 km, 2,0
km e 3,0 km (Figura 4.19). Observa-se que esta fonte persiste com os dados
continuados até 2,0 km (Figura 4.19) e também para os dados continuados a 3,0 km, o
que a caracteriza sua origem em grandes profundidades.
Estas malhas foram então removidas da malha do campo magnético residual e
posteriormente traçado um perfil A-B (Figura 4.18) para comparação dos resultados.
Os dados referentes ao residual obtido pelo modelo previsto de Motta e Barreto (1992)
mostram uma diferença que atinge cerca de 30 nT em algumas regiões quando
comparados aos residuais das continuações (Figura 4.20). Escolheu-se para a
remoção final dos dados residuais o campo magnético continuado a 2,0 km, já que a
esta altura a influência da fonte ainda persiste. Obtém-se, desta forma, o mapa relativo
ao campo magnético anômalo, do qual os perfis destinados à modelagem são
extraídos (Figura 4.21). Deve-se ressaltar que, apesar de grandes esforços em eliminar
a componente magnética regional, ainda pode-se observar faixas com a tendência NE-
SW superpondo-se à anomalia da cratera. Isto de certa forma pode comprometer o
ajuste dos modelos gerados se não for criteriosamente levado em consideração.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-47-
Figura 4.19. Mapas aeromagnéticos anômalos continuados para cima (a) 0,5 km, (b) 1,0 km, (c) 1,5 km, (d) 2,0 km.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-48-
0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50
−50
−40
−30
−20
−10
0
10
20
30
40
residual Motta e Barreto(1992)
residual continuado 0,5km
residual continuado 1km
residual continuado 1,5km
residual continuado 2km
residual continuado 3km
A
B
Distância
n
T
Figura 4.20. Perfil A-B comparativo entre o campo magnético anômalo obtido por meio do modelo de Motta
e Barreto (1992) e os residuais do mesmo campo continuado para cima em 0,5 km, 1 km, 1,5 km, 2 km e 3
km.
0
12,5 25 km
-53.3 -53.2 -53.1 -53 -52.9 -52.8
-17
-16.9
-16.8
-16.7
-16.6
-16.5
N
-80
-70
-60
-50
-40
-30
-20
-10
0
10
20
30
40
50
60
70
80
nT
Figura 4.21. Mapa do campo magnético anômalo referente aos dados aeromagnéticos. A partir destes
dados são extraídos os perfis para modelagem.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-49-
Amplitude do sinal analítico
A importância do sinal analítico reside na interpretação dos dados, pois o
mesmo é independente da direção de magnetização e da direção do campo da Terra.
Isto significa que todos os corpos com mesma geometria têm o mesmo sinal analítico.
Os picos da função são simétricos e ocorrem diretamente sobre as bordas de corpos
alongados e centro de corpos estreitos, definindo a posição das fontes
indiferentemente da existência de remanescência (Milligan e Gunn, 1997). A amplitude
do sinal analítico pode ser expressa matematicamente por:
2/1
2
2
2
|),(|
∂
∂
+
∂
∂
+
∂
∂
=
z
m
y
m
x
m
yxA
(4.6)
onde m é a anomalia magnética.
A figura 4.22 mostra o mapa da amplitude do sinal analítico, na qual pode-se
observar o contato do núcleo granítico bem definido nas coordenadas -16,8º’ e -53,0º.
Esta ferramenta de processamento, ao delimitar com precisão os contatos entre os
corpos, mostra-se importante para o auxílio na escolha dos perfis a serem modelados,
além de subsidiar a interpretação final das dimensões da estrutura de Araguainha.
Figura 4.22. Mapa da amplitude do sinal analítico sobreposto por lineamentos estruturais. Observa-se o
contorno do embasamento granítico soerguido (EGS) e a borda oeste da estrutura bem delimitados.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-50-
Nota-se no mapa da amplitude do sinal analítico aproximadamente 5 km de
diâmetro para o EGS. O contorno das bordas é tenuamente destacado com valores de
500 nT/m na porção oeste da estrutura, que é mascarado na borda leste por valores
muito altos.
Espectro de Potência
O cálculo da profundidade média das fontes causadoras das anomalias
magnéticas foi feito pelo método proposto por Spector & Grant (1970).
Neste método, a crosta é considerada um conjunto de paralelepípedos
retangulares verticais com profundidade h, largura a, comprimento l, espessura t e
magnetização M. Desta maneira, o campo magnético observado em qualquer área é
considerado como resultante da superposição de um grande número de anomalias
individuais, causadas por estes blocos com diversas dimensões e magnetizações.
O espectro de potência devido a um paralelepípedo com as características
supracitadas, no domínio da freqüência, é dado por Bhattacharyya (1966) em
coordenadas polares com a seguinte forma
)()(),()1(4|)(|),(
22
222222
θθθπθ
K
T
trhr
RRrSeekTFrE
−−
−=∆=
(4.7),
onde S, R
T
e R
k
são funções que dependem da largura e espessura dos das fontes, k
é o número de onda
Supondo que o espectro de potência de um perfil magnético seja produzido por
um conjunto de paralelepípedos magnetizados, a expressão reduz-se para
hr
ekTFrE
2222
4|)(|)(
−
=∆=
π
(4.8).
Desta forma, com o auxilio do gráfico do logaritmo do espectro de potência dos
dados aeromagnéticos versus o número de onda, pode-se calcular a profundidade
média das fontes causadoras. O decaimento do logaritmo do espectro permite traçar
retas as quais o coeficiente angular fornece -2h, onde h é a profundidade média dos
corpos causadores da anomalia.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-51-
Esta técnica é aplicada nos dados aeromagnéticos de Araguainha em 78 perfis
extraídos de sul para norte e espaçados de 4 km (Figura 4.23), que perfazem toda a
área da cratera, a fim de vincular estas informações aos modelos gerados.
Perfil 1
Perfil 2
Perfil 3
Perfil 4
Perfil N
Perfil 78
Perfil 77
Perfil 76
Perfil 75
Perfil M
-53.2
-52.8
-16.6
-17.0
0
12,5 km
4 km
N
Figura 4.23. Mapa de lineamentos estruturais com localização dos perfis aeromagnéticos
utilizados para o cálculo do espectro de potência. As linhas vermelhas marcam a posição onde
os perfis foram extraídos.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-52-
A grande maioria dos espectros obtidos mostra a existência de duas fontes:
uma primeira mais rasa caracterizada por maior freqüência e menor coeficiente
angular e uma segunda fonte mais profunda caracterizada por uma reta com maior
coeficiente angular (Figura 4.24). A fonte mais rasa, com média de 0,5 km, pode estar
relacionada à distância entre a aeronave e a superfície. Já a mais profunda apresenta
média de 1 km e deve estar associada ao embasamento granítico da região.
O resultado dos perfis analisados são interpolados, para as segundas fontes,
em uma malha de 2 por 2 km (Figura 4.25). O mapa gerado apresenta aparente
homogeneidade para as profundidades em torno de 1 km, o que favorece a afirmação
de Masero et al. (1994), se estas estiverem de fato relacionadas ao embasamento. As
regiões das bordas sul e leste apresentam profundidades em torno de 0,7 km e os
valores mais altos estão dispersos.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-53-
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18
5
6
7
8
9
10
11
12
13
km
−
1
ln E
H=0,77 km
h=0,44 km
Perfil 1
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
km
−
1
ln E
Perfil 4
H=1,86 km
h=0,04 km
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18
2
4
6
8
10
12
14
km
−
1
ln E
Perfil 21
H=1,74 km
H=0,04 km
0 2 4 6 8 10 12 14 16 1
8
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
km
−
1
ln E
Perfil 56
H=1,3 km
h=0,04 km
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18
2
3
4
5
6
7
8
9
10
km
−
1
ln E
Perfil 60
H=0,7 km
H=0,04 km
0 2 4 6 8 10 12 14 16 18
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
km
−
1
ln E
Perfil 65
H=0,8 km
H=0,04 km
Figura 4.24. Espectros de potência da anomalia magnética em função da freqüência. A inclinação das retas determina a profundidade média das fontes ajustadas aos pontos.
h= profundidade da primeira fonte magnética, e H= profundidade da segunda fonte magnética, aqui relacionada ao embasamento.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-54-
4.2.2 Dados magnéticos terrestres
No trabalho de campo realizado para a coleta de dados magnéticos
terrestres utilizou-se de dois magnetômetros de precessão de prótons (com
sensibilidade de 1 nT), tipo overhouser, GSM-19 da GEM Systems, pertencentes ao
Departamento de Geofísica do IAG/USP. Um dos magnetômetros foi utilizado como
base para monitorar a variação diurna do campo magnético e o outro como itinerante
para o mapeamento de anomalias locais, sempre orientados com a bobina na direção
do norte magnético. O magnetômetro que permaneceu na base foi configurado com
cycle time de 10 segundos.
A coleta de dados terrestres consiste em 11 perfis radiais localizados em
regiões importantes da estrutura, como bordas, anéis e núcleo soerguido (Figura
4.26). Alguns perfis ultrapassam os limites da estrutura para que o sinal magnético
desta fique caracterizado de forma precisa. O espaçamento entre as estações foi da
Figura 4.25. Mapa das profundidades das primeiras fontes magnéticas obtidas com o cálculo do
espectro de potência dos dados aeromagnéticos correlacionado aos lineamentos estruturais.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-55-
ordem de 50 metros de forma que as pequenas alterações no campo magnético
induzidas pelas rochas possam ser amostradas de forma confiável.
Figura 4.26. Articulação dos perfis magnéticos terrestres (pontos vermelhos) coletados até às 13
horas de cada dia com espaçamento de 50 metros.
Durante a realização do trabalho de campo um dos magnetômetros
apresentou problemas na qualidade do sinal e a partir de então os dados foram
adquiridos apenas com um magnetômetro (cerca de 66% dos dados). Para realizar
uma correção diurna confiável utilizou-se como base dados de uma estação fixa
localizada em Palmas, que coletou dados no mesmo período do levantamento
terrestre, cedidos pela AGP-LA, convênio ANP-Poli-USP (Andrade, 2006).
Compararam-se os dados de Palmas aos dados dos três dias nos quais a
estação base de Araguainha operou sem problemas. Após a remoção de um shift de
1200 nT dos dados de Palmas, observa-se que a máxima diferença entre os dois
conjuntos de dados é menor que 5 nT. Nota-se que ambos são coerentes para os
pontos coletados na parte da manhã, sendo que no período da tarde surge uma
pequena divergência (Figuras 4.27, 4.28 e 4.29). Assumiu-se, então, a estação de
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-56-
Palmas como base para realização da correção diurna, optando-se por trabalhar
unicamente com os dados terrestres coletados até às 13 horas dos 11 dias de campo,
o que não compromete a modelagem realizada.
Após a correção diurna foi subtraído dos dados o valor do IGRF
correspondente a 23378,4 nT, valor médio para a região na data da aquisição. Desta
forma obtém-se o campo magnético anômalo para os dados magnéticos terrestres,
destinado à etapa de modelagem.
A magnetometria terrestre faz-se importante neste trabalho, pois permite que
as anomalias magnéticas possam ser mais bem vinculadas às suas fontes.
Figura 4.27. Comparação entre as estações de Palmas (pontos em azul) e Araguainha
(cruzes em preto) para o dia 27.02. Há boa sobreposição dos dados, importante na
utilização da estação de Palmas para correção da variação diurna.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-57-
Figura 4.28. Comparação entre as estações de Palmas (pontos em azul) e Araguainha
(cruzes em preto) coletadas no dia 28.02. Nota-se a boa sobreposição dos dados ,
importante para que a estação base de Palmas seja utilizada para correção da variação
diurna dos dados.
Figura 4.29. Comparação entre as estações de Palmas (pontos em azul) e Araguainha (cruzes
em preto) coletadas no dia 01.03. Percebe-se boa sobreposição dos dados, com exceção
para dados coletados na parte da tarde.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-58-
4.2.3 Propriedades físicas das amostras
Para uma modelagem magnética coerente, exige-se a inserção de informações
concernentes à susceptibilidade magnética (k) e magnetização remanescente (M
R
) das
rochas da região de estudo.
Diversos litotipos constituintes do centro da estrutura foram amostrados,
incluindo brechas, produtos de fusão diretamente relacionados ao impacto, e o próprio
granito representante do embasamento.
Como parte integrante dos dados de Yokoyama (2006), foram realizadas no
Laboratório de Paleomagnetismo, IAG/USP, medidas de susceptibilidade em 528
amostras que são utilizadas neste trabalho. Destas, 48 referem-se às brechas do
NCS, 110 aos pseudotaquilitos, 319 ao granito, 8 aos melts e 43 aos sedimentos da
bacia. Os dados de remanescência foram obtidos em 44 amostras do granito.
Com os dados de susceptibilidade dos litotipos referentes à porção central
elaboram-se histogramas (Figura 4.31) que mostram maior freqüência de 200x10
-5
(SI)
para os granitos, 100x10
-5
a 400x10
-5
(SI) para os pseudotaquilitos e 100x10
-5
(SI) para
as brechas e melts.
Tanto a localização quanto os valores de susceptibilidade de todos estes
litotipos são muito próximos, o que torna difícil discriminá-los em modelagem. Por este
motivo, para a maioria dos modelos adota-se, para alguns corpos da região central
dos modelos, o valor de 250.10
-3
(SI), que representa a melhor freqüência de
susceptibilidades para a maioria das análises.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-59-
0 0.002 0.004 0.006 0.008 0.01
0
50
100
150
Susceptibilidade(SI)
Número de medidas
Granito
0 0.002 0.004 0.006 0.008 0.01
0
5
10
15
20
25
30
Susceptibilidade(SI)
Número de medidas
Pseudotaquilito
0 0.002 0.004 0.006 0.008 0.01
0
5
10
15
Susceptibilidade(SI)
Número de medidas
Brecha
0 0.002 0.004 0.006 0.008 0.01
0
1
2
3
4
5
Susceptibilidade(SI)
Número de medidas
Melt
a
)
c
)
b)
d)
Figura 4.30. Distribuição das susceptibilidades (SI) dos diversos litotipos diferenciáveis na porção central do
núcleo soerguido, (a) granitos, (b) pseudotaquilitos, (c) brechas e (d) melts. Dados cedidos por Yokoyama
(2006).
4.2.3.1 Magnetização remanescente
O campo magnético terrestre (CMT) pode ser representado pelo campo B,
referente ao vetor na superfície denominado indução magnética, e campo H,
representado quando há interações com materiais, designado campo magnético. A
relação entre esses dois campos é dada por
)(
M
JHB
r
r
r
+=
µ
(4.9)
onde
M
J
r
representa o somatório dos momentos elementares por unidade de volume.
O CMT exerce sobre alguns materiais um momento cuja magnitude é
proporcional ao momento magnético total do material M. Do ponto de vista
macroscópico este momento pode ser considerado
∫
= dvJM
M
r
r
ν
(4.10)
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-60-
A magnetização volumétrica é função da magnetização remanescente do
material, e do campo magnético ambiente, que determina a magnetização induzida.
Quando se trabalha com valores de susceptibilidades muito pequenos, considera-se a
magnetização induzida
i
M
r
proporcional à susceptibilidade, e dada por
HkM
i
r
r
=
(4.11)
na qual
µ
/BH
r
v
=
, e µ é denominado permeabilidade magnética do material.
A equação 4.11 mostra que a magnitude da magnetização induzida, M
i
,
depende da susceptibilidade da rocha e a direção é paralela ao campo indutor (CMT).
Quando a rocha possui uma magnetização remanescente (M
R
), a magnetização total é
a soma vetorial das duas magnetizações.
Ainda na região do núcleo, 22 sítios foram destinados à análise de
magnetização, inclinação e declinação remanescentes. O histograma da
magnetização remanescente das 45 amostras (Figura 4.31) mostra maior freqüência
para valores em torno de 0,1 A/m. Já o histograma para as medidas de inclinação
remanescente revela uma dispersão dos valores, apresentando maior freqüência de -
35º (Figura 4.32).
A declinação remanescente apresenta-se com valores muito variáveis, sem
nenhuma direção preferencial (Tabela A.10), o que não torna possível seu emprego
para a geração dos modelos 2,5D.
Algumas medidas de susceptibilidade foram obtidas para os sedimentos da
bacia. No entanto, seus valores permanecem muito baixos, na ordem de 1x10
-5
SI a
50x10
-5
SI (Tabelas A.2, A.3 e A.4), desprezíveis para a presente aplicação.
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-61-
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100
0
2
4
6
8
10
12
14
16
18
Magnetizacao remanescente(A/m)
Número de medidas
MRN
Figura 4.31. Distribuição das medidas de intensidade da magnetização remanescente realizadas em
amostras de granito do EGS. Dados cedidos por Yokoyama (2006).
−100 −80 −60 −40 −20 0 20 40 60 80
0
1
2
3
4
5
6
7
8
Inclinaçao remanescente (Graus)
Número de medidas
Figura 4.32. Distribuição das medidas de inclinação remanescente realizadas no granito do EGS.
Dados cedidos por Yokoyama (2006).
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-62-
As medidas da magnetização remanescente das amostras (Tabela A.10) foram
utilizadas no cálculo da medida da importância relativa da magnetização
remanescente em relação à magnetização induzida, dada pela razão de Konigsberger
H
k
M
Q
R
r
r
=
(4.10)
A razão de Konigsberger, Q, fornece uma idéia da importância de cada
componente da magnetização M
R
e M
i
, para a magnetização total M
t
.
A aplicação da equação 4.10 revela que as amostras possuem uma
contribuição muito maior da magnetização induzida que remanescente (Figura 4.33).
Esta informação é de extrema importância para a obtenção de modelos mais precisos.
0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5
0
10
20
30
40
50
60
Razao de Konigsberger (Q)
Número de medidas
Figura 4.33. Distribuição dos valores da Razão de Koenigsberger (Q) para as amostras do NCS. Dados
fornecidos por Yokoyama (2006).
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-63-
4.2.4 Testes com modelos sintéticos
Testes com modelos sintéticos são utilizados em métodos potenciais para
definir a resposta de quaisquer estruturas em subsuperfície. No caso específico, nesta
etapa inicial do modelamento pretende-se prever o comportamento do campo
magnético para crateras simples e complexas. Analisando as semelhanças do dado
real e dos dados sintéticos pode-se inferir o quanto o modelo representa a estrutura
em subsuperfície. Esta comparação permite observar o comportamento do campo com
parâmetros geométricos da fonte anômala mais definidos e complexos. O programa
utilizado para estes resultados foi implementado a partir da rotina desenvolvida por
Mendonça (2006).
Os testes com modelos sintéticos aqui realizados referem-se ao campo
magnético, e consideram um corpo definido por vários polígonos justapostos,
submetidos unicamente à magnetização induzida, com direção constante e isotrópica.
A equação 4.12 resume o cálculo direto do campo potencial
dpG
r
r
=.
(4.12),
onde G é a matriz de sensibilidade que descreve a magnetização neste caso,
p
r
é o
vetor de parâmetros relacionados à geometria do corpo, e
d
r
o vetor que descreve o
campo potencial, que neste caso é o que se deseja encontrar.
Foram realizados dois principais testes para se obter a assinatura magnética
geral para uma feição do tipo cratera simples e do tipo complexa, com 40 km de
diâmetro e profundidade máxima de 1 km. A forma de representação escolhida para
os polígonos destina-se à representação da porção superior, que em Araguainha
corresponderia aos sedimentos da bacia.
Os resultados mostram uma anomalia magnética simétrica com 120 nT de
contraste magnético entre o centro e as elevações de borda (Figura 4.34) para o
modelo de cratera simples. O modelo de cratera complexa revela apresenta um alto
magnético em seu centro com valor máximo próximo de 100 nT envolto por dois
baixos magnéticos de -120 nT (Figura 4.35).
CAPÍTULO 4 - Processamento dos dados e métodos de trabalho
-64-
0 5 10 15 20 25 30 35 40
−80
−60
−40
−20
0
20
40
60
(nT)
0 5 10 15 20 25 30 35 40
0
0.5
1
1.5
2
(km)
(km)
Modelo 1: Cratera Simples
N=34
Figura 4.34. Teste com dados sintéticos simulando a estrutura de uma cratera de
impacto do tipo simples através de polígonos justapostos homogêneos. N=número de
polígonos.
0 5 10 15 20 25 30 35 40
−150
−100
−50
0
50
100
(nT)
0 5 10 15 20 25 30 35 40
0
0.5
1
1.5
2
(km)
(km)
Modelo 2: Cratera Complexa
N=57
Figura 4.35. Teste com dados sintéticos simulando a estrutura de uma cratera de
impacto do tipo complexa através de polígonos justapostos homogêneos. N=número de
polígonos.
CAPÍTULO 5 – Modelamento direto
-65-
CAPÍTULO 5
Modelamento direto
O modelamento é uma técnica matemática baseada na tentativa de se obter
informação sobre o interior da Terra a partir de medições de entidades físicas na
superfície. Consiste em exprimir um modelo geológico plausível que resulte em uma
anomalia calculada mais ajustada possível à anomalia observada em campo, com o
auxílio de informações geológicas preliminares. O modelo é calculado por sucessivas
aproximações até obter-se a minimização da diferença entre a anomalia observada e a
calculada.
O problema direto tem como objetivo calcular campos associados a um dado
modelo físico, a partir da resolução de equações diferenciais ou integrais que regem o
fenômeno físico associado. Este capítulo abrangerá a técnica do modelamento direto
2,5D utilizada para a obtenção dos resultados.
5.1 MODELAMENTO DIRETO 2,5D
O modelamento 2D geralmente é utilizado para estruturas que tendem
apresentar tamanho muito maior que sua espessura, como fraturas, falhas, diques.
Crateras de impacto são estruturas 3D que em geral não seriam apropriadamente bem
representadas por este tipo de modelamento. Entretanto, pode-se determinar a
estrutura tridimensional da fonte ao se realizar perfis de modelamentos em diversas
direções de forma que a englobem.
No modelamento direto parâmetros do corpo anômalo tais como densidade,
susceptibilidade e magnetização podem ser fornecidos, e outros como profundidade,
e largura do corpo são estimados. Para tanto, as relações integrais entre os campos
potenciais e os corpos causadores devem ser conhecidas.
A componente vertical de um campo gravitacional devido a um polígono é dada
pela seguinte relação de volume, segundo Blakely (1995).
∫
−
−=
R
dv
r
zz
QGPg
3
'
)()(
ρ
(5.1).
CAPÍTULO 5 – Modelamento direto
-66-
Similarmente são as relações para o cálculo do campo magnético
[
]
dvFrrF
r
QM
PT
R
ˆ
ˆ
)
ˆ
.
ˆ
(3.
)(
)(
3
−=∆
∫
(5.2),
onde R é o volume, G é a constante de atração gravitacional, ρ(Q) refere-se à
densidade nas três dimensões e M(Q) à magnetização do corpo.
Considerando um corpo submetido unicamente à magnetização induzida, com
direção constante e isotrópica, pode-se sintetizar as duas equações acima da seguinte
maneira
∫
Ψ=
R
dvQPQsPf ),()()(
(5.3),
onde f(P) é o campo potencial em P, s(Q) descreve a quantidade física (densidade ou
magnetização) em Q e Ψ (P,Q) é uma função que depende da relação geométrica
entre o ponto P e um ponto Q da fonte (Figura 5.1). A equação (5.3) tem a mesma
forma da equação 4.12 apresentada no capítulo anterior e é conhecida como a
equação de Fredholm do primeiro tipo, enquanto Ψ (P,Q) é a função de Green do
problema.
Ar
Ar
P(x, ,z)y
Y
Z
dv
p(x’, ’,z’)y
X
Figura 5.1. Corpo tridimensional com densidade ρ (x’, y’, z’) e
forma arbitrária observada no ponto P(x, y,z) (Modificado de
Bakely, 1995).
CAPÍTULO 5 – Modelamento direto
-67-
Ao se tentar modelar corpos tridimensionais através de seções deve-se realizar
uma correção dos campos potenciais ao longo do eixo y (Figura 5.2). Este método
calcula a componente do campo em um ponto P devido a um polígono de n vértices
para um polígono finito no eixo y. Desta maneira, o método de modelamento que se
utiliza da aproximação da dimensão tridimensional do corpo para uma dimensão
bidimensional é denominado modelamento 2,5D. O perfil ao longo do eixo x é
assumido como meio-caminho entre os dois extremos do corpo (Figura 5.2) e
perpendicular à sua direção (Shuey & Pasquale, 1973). As expressões analíticas
empregadas no programa para correção de dados extraídos ao longo de perfis
magnéticos foram desenvolvidas por Shuey & Pasquale (1973). Os cálculos para a
correção dos dados do campo gravimétrico foram desenvolvidos por Rasmussen &
Pedersen (1979).
O cálculo da componente vertical gravitacional dado por Rasmussen &
Pedersen (1979) pode ser simplificado quando y→
∞
para a expressão definida por
Talwani et al. (1959). Desta maneira, ao considerar um polígono de n lados e
densidade ρ, tem-se
∑
=
=
n
i
ZiGV
1
2
ρ
(5.4),
onde G é a constante gravitacional e Z
i
é dado pela seguinte relação
dS
P
y
x
r
z
Figura 5.2. Aproximação de um corpo bidimensional por um polígono de n lados
(Modificado de Blakely, 1995).
CAPÍTULO 5 – Modelamento direto
-68-
−
−
+−−=
++
+
)tan(tancos
)tan(tancos
lntancos
11
1
iii
iii
iiiiiii
senaZ
ϑθθ
ϑθθ
ϑθθϑϑ
(5.5),
onde
i
i
i
x
z
1
tan
−
=
θ
,
ii
ii
i
xx
zz
−
−
=
+
+
−
1
1
1
tan
ϑ
,
1
1
1
1
tan
+
+
−
+
=
i
i
i
x
z
θ
,
1
1
11
+
+
++
−
−
+=
ii
ii
iii
zz
xx
zxa
.
Adota-se um sistema de coordenadas cartesianas com origem no ponto P do
plano XZ e o eixo-z positivo apontando verticalmente para baixo. A intersecção entre o
plano XZ e a reta que une o ponto P ao ponto médio de cada lada do polígono define
o ângulo θ (Figura 5.3).
P
Q
B(x,Z)
ii
R (x,z)
C(x ,Z )
i+1 i+1
a
i
i
?
i
?
A
F
E
D
x
z
Figura 5.3. Elementos geométricos envolvidos na atração gravitacional
de um polígono de n lados (Modificado de Talwani et al., 1959).
Os modelos são construídos com base em informações geológicas e
geofísicas. Apesar do cálculo direto de f(P) (equação 5.3) ser matematicamente único,
um modelo para as fontes magnéticas ou gravimétricas obtidos através do método
direto, é não único. Os resultados obtidos por esta técnica serão abordados no
próximo capítulo.
CAPÍTULO 6 - Resultados
-69-
CAPÍTULO 6
Resultados
Este capítulo traz os resultados do modelamento direto 2,5D realizado com os
dados magnéticos e gravimétricos. Os modelos visam obter estimativas de
profundidade para a interface embasamento/rochas sedimentares e para as diversas
dimensões da cratera, de forma a fornecer subsídios para a análise genética e
deformacional da estrutura.
A forma circular das crateras de impacto permite inferir a geometria de sua
fonte como tridimensional, com grande variação ao longo de sua dimensão. Ao avaliar
a fonte anômala geradora com esta geometria e perceber que ambos os campos
apresentam variações em cada parte da estrutura, deve-se procurar uma melhor
maneira de pormenorizar estas variações para se entender a causa da fonte geradora.
Portanto, a maneira escolhida para a amostragem dos dados é seccionar toda a
estrutura de Araguainha com perfis de direção N-S, E-W, NE-SW e NW-SE.
Foram extraídos 14 perfis principais amostrados em 250 metros das malhas de
anomalia aeromagnética e Bouguer, perfazendo 608 km de toda a estrutura (Figura
6.1). Esta escolha obedece a coincidência dos dados gravimétricos e magnéticos com
os perfis aeromagnéticos utilizados no cálculo do espectro de potência, visando
correlacioná-los (Figura 4.23). Alguns perfis selecionados ultrapassam os limites de
Araguainha, para comparação da espessura das camadas e limite de estabilidade das
rochas.
Deve-se notar que a complexidade dos campos potenciais atuantes na região
de estudo pode dificultar a geração de modelos correlatos às informações disponíveis,
e mesmo entre si. Esta correlação entre modelos magnéticos e gravimétricos que
resulta na geração de modelamento conjunta pode não apresentar resultados
satisfatórios porque uma fonte magnética não necessariamente coincide com a fonte
gravimétrica. Por este motivo, a etapa inicial da modelagem consiste na geração de
modelos magnéticos e gravimétricos individuais para avaliação dos mesmos e
posterior modelamento conjunto.
CAPÍTULO 6 - Resultados
-70-
53°07' W
53°04' W
52°54” W
52°51' W
1
6
°
5
6
‘
S
16
°
43
'
S
Grupo Passa Dois
Formação Irati
Grupo Paraná
Formação Ponta Grossa
Grupo Paraná
Formação Furnas
Embasamento Cristalino
Grupo Tubarão
Formação Aquidauana
0 5 102.5
km
"
10
70
"
"
"
30
Araguainha
Lineamentos
Rodovia
Anticlinais
Ponte
Branca
Rio
Araguaia
Perfil 5
Perfil 1
Perfil 2
Perfil 3
Perfil 4
Perfil 6
Perfil 7
Perfil 8
Perfil 9
Perfil 10
Perfil 11
Perfil 12
Perfil 13
Perfil 13
Perfil 14
Perfil 14
Figura 6.1. Articulação dos 14 perfis extraídos dos dados aeromagnéticos e gravimétricos para realização
do modelamento 2,5D.
Os resultados obtidos constam de 14 modelos aeromagnéticos, 14 modelos
gravimétricos e 14 modelos conjuntos. Além destes, os dados magnéticos terrestres
servem como apoio no detalhamento de feições importantes da cratera. Foram
coletados em 11 perfis que da mesma forma geram 11 modelos individuais e mais 11
em conjunto com os dados gravimétricos. Desta maneira, os perfis extraídos totalizam
64 modelos que serão comparados entre si, analisados e interpretados. Dar-se-á
maior destaque para os perfis de maior importância interpretativa, sendo que os
demais são apresentados nos Apêndices B - modelos gravimétricos; C - modelos
aeromagnéticos; D - magnéticos terrestres; E - conjuntos: aeromagnéticos e
gravimétricos; e F - conjuntos: magnéticos terrestres e gravimétricos.
CAPÍTULO 6 - Resultados
-71-
6.1 MODELAMENTO DIRETO 2,5D DE DADOS GRAVIMÉTRICOS E
MAGNÉTICOS INDIVIDUAIS
A construção dos modelos bidimensionais para a estrutura de Araguainha
baseia-se em informações geológicas e geofísicas. As informações geológicas (Figura
6.2 e 6.3) são utilizadas para a delimitação dos contatos entre os sedimentos da bacia
e para localização de estruturas como bordas, anéis e núcleo central soerguido (NCS).
As principais informações geofísicas que provêm de Masero et al. (1994) e dos dados
de espectro de potência ajudam na delimitação da profundidade média do
embasamento. Estes vínculos indiretos ajudam a reduzir o caráter ambíguo dos
modelos baseados apenas em dados de campos potenciais.
Os valores de densidade e susceptibilidades encontrados são atribuídos aos
corpos de forma a considerá-los homogêneos. Assim, procura-se obter o melhor ajuste
entre a anomalia calculada e observada. Os valores médios de densidade obtidos para
as rochas sedimentares da bacia (Tabelas A.2 a A.5) permitem discretizá-las como
corpos distintos no modelamento gravimétrico.
A assinatura gravimétrica negativa no centro de Araguainha a torna diferente
de outras crateras modeladas até o presente momento. Este fato obriga a inserção de
uma densidade de 2,15 g/cm
3
, inferior às supracrustais que o circundam, para o
polígono central. O valor considerado está abaixo da média de densidade de corpos
graníticos disponíveis em literatura. No entanto, pode ser justificado pela presença de
brechas, xenólitos e ao seu intenso fraturamento. Por este motivo, o valor médio de
2,45 g/cm
3
obtido para as amostras de granito (Tabela A.1) é arrogado ao
embasamento localizado abaixo das rochas sedimentares (região branca dos
modelos).
CAPÍTULO 6 - Resultados
-72-
53°07' W
53°04' W
52°54” W
52°51' W
1
6
°
5
6
‘
S
16
°
43
'
S
Grupo Passa Dois
Formação Irati
Grupo Paraná
Formação Ponta Grossa
Grupo Paraná
Formação Furnas
Embasamento Cristalino
Grupo Tubarão
Formação Aquidauana
0 5 102.5
km
"
10
70
"
"
"
30
Araguainha
Lineamentos
Rodovia
Anticlinais
Ponte
Branca
Rio
Araguaia
15,5 km
20 km
23 km
23 km
18,5 km
19,5 km
20 km
25 km
A
A’
Figura 6.2. Mapa geológico da estrutura de Araguainha com distâncias dos principais perfis modelados
(perfis 3,9,13 e 14) para o núcleo granítico. Estas e outras informações são utilizadas como medidas
inseridas no modelamento (Modificado de Lana et al., 2006b).
600
400
0 20 km
600
400
NE
SW
Araguainha
Soerguimento
Central
A A’
Figura 6.3. Perfil geológico confeccionado utilizado como base para a confecção dos modelos (Modificado
de Lana et al., 2006a).
CAPÍTULO 6 - Resultados
-73-
Os valores médios de susceptibilidade magnética (k) da ordem de 1x10
-5
SI a
50x10
-5
SI mensurados nos sedimentos da bacia são considerados desprezíveis para
este estudo, de forma que a componente magnética da região possui o embasamento
como fonte única, representado por um polígono com contraste de susceptibilidade
magnética negativo. Para o corpo referente ao EGS é atribuído o valor obtido em
laboratório correspondente a 150x10
-5
SI. O restante do embasamento é considerado
homogêneo, com susceptibilidade magnética de 600.10
-5
SI. Esta combinação de
valores resulta em um contraste negativo de susceptibilidade do EGS em relação ao
restante do embasamento, o que na verdade é o desejado para satisfazer o baixo
magnético de Araguainha na região central.
6.1.1 Modelos individuais
Os modelos gravimétricos gerados apresentam bons ajustes entre dados
calculados e observados. Para alguns é necessário a remoção de um shift de forma a
melhorar o ajuste dos dados.
Os resultados mostram aproximadamente 0,5 km e 1,2 km de profundidades
mínima e máxima do embasamento, respectivamente. (Figura 6.4).
Opta-se por um modelo de representação de domínio mais rúptil-dúctil, a
exemplo do que se observa nos modelos gerados a partir de seções sísmicas de
crateras (Juhlin & Pedersen, 1987; Tsikalas et al., 1998). Desta maneira, o
embasamento mostra-se acidentado, com contrastes de altos e baixos que em
algumas localidades estão relacionados provavelmente a regiões de falhas.
Os ajustes obtidos nos modelamentos dos dados aeromagnéticos e
gravimétricos são satisfatórios, com melhores resultados para o primeiro conjunto de
informações (Figuras 6.4 e Figura 6.5). Ambos os modelos mostram-se semelhantes
nas características deformacionais da estrutura de Araguainha. A descrição dos
resultados será abordada partindo do centro da estrutura para as regiões de borda.
Inicia-se esta análise com a região do NCS. Os modelos gravimétricos
demonstram-se melhores para representar uma elevação do embasamento de
aproximadamente 0,8 km presente abaixo do polígono vermelho que representa o
EGS (Figura 6.4). Esta elevação por vezes mostra-se com valores superiores às
regiões da borda da cratera (Figura 6.5). Esse aspecto deve ser considerado ao se
analisar o mapa de anomalia Bouguer (Figura 4.13) que ressalta para a região do NCS
valores mais elevados que para algumas regiões de borda. No entanto, a mesma
CAPÍTULO 6 - Resultados
-74-
anomalia se estende para a borda sul da estrutura, o que dificulta o ajuste de alguns
modelos. Ao apresentar valores em torno de -2 mGal, esta anomalia foge aos padrões
da anomalia da borda e da anomalia que circunda o NCS.
Figura 6.4. Modelo para a estrutura de Araguainha gerado a partir de dados gravimétricos extraídos ao
longo do perfil 3. Nota-se um soerguimento maior do NCS e borda sul comparado às mesmas regiões a
norte. As setas indicam os valores correspondentes a cada região, d= diferença de soerguimento entre as
bordas sul e norte; b= região de borda da estrutura.
O modelo realizado ao longo do perfil 3 mostra ainda para esta região cerca de
0,2 km de soerguimento maior na porção sul em relação à norte (letra “d”, figura 6.4),
que se estende para a região de borda. O modelo magnético (Figura 6.6)
correspondente não demonstrou soerguimento nas bordas, talvez pelo ajuste dos
dados não ter sido satisfatório.
O corpo representado pelo polígono vermelho apresenta de 0,8 a 0,9 km de
profundidade tanto nos modelos gravimétricos (Figuras 6.4 e 6.5) quanto nos
aeromagnéticos (Figura 6.6) que seccionam a região central. Há coerência entre os
modelos gravimétricos no que diz respeito ao formato pontiagudo da base do EGS,
necessário ao formato afinado da anomalia observada. No entanto, esta feição não é
S
N
d= ~0
,
2 km
0,5 km
0,8 km
1,2 km
0,8 km
b
b
0,9 km
CAPÍTULO 6 - Resultados
-75-
observada nos modelos aeromagnéticos homônimos, talvez em função do
comprimento de onda representado.
Figura 6.5. Modelo para a estrutura de Araguainha gerado a partir de dados gravimétricos extraídos ao longo
do perfil 14.Nota-se estrutura praticamente simétrica ao longo da direção do perfil; b= região de borda. Os
valores correspondem às profundidades do embasamento em casa região ao longo do perfil.
Na tentativa de buscar alternativas de modelos que pudessem justificar o baixo
gravimétrico central, foi gerado um modelo considerando um corpo para o qual é
atribuída a densidade encontrada de 2,15 g/cm
3
abaixo do granito aflorante com
densidade de 2,45 g/cm
3
(Figura 6.7). O ajuste entre as curvas seria ideal se não
fosse o baixo gravimétrico que é gerado no contato deste corpo, o que o torna menos
favorável comparado à proposta anterior.
Os modelos gravimétricos dos perfis 3 (Figura 6.4), 9 (Figura 6.8), 13 (Figura
6.9) e 14 (Figura 6.5), estão relativamente bem ajustados para a região central, e, com
exceção do primeiro, enfatizam soerguimento praticamente simétrico para a região
do NCS. O Perfil 3, com característica singular, apresenta maior soerguimento na
porção sul do NCS.
SE
NW
0,9 km
1,3 km
1,4 km
1,1 km
b
b
CAPÍTULO 6 - Resultados
-76-
Figura 6.6. Modelo para a estrutura de Araguainha gerado a partir de dados aeromagnéticos extraídos ao
longo do perfil 3.
A região que apresenta as maiores profundidades em todos os modelos está
situada entre o NCS e as bordas. Esta se mostra com cerca 1,2 km de pacote
sedimentar na parte norte do perfil 3 (Figura 6.4). No perfil 14 (Figura 6.5) seus valores
na região nordeste são de aproximadamente 1,4 km. Esta profundidade é semelhante
para os modelos dos perfis 9 (Figura 6.8) e 13 (Figura 6.9). Estes dois últimos modelos
mostram-se muito semelhantes no comportamento do campo gravimétrico, e
similarmente revelam uma estrutura praticamente simétrica nas direções E-W e NE-
SW.
No que diz respeito à profundidade do embasamento nas regiões de borda, a
borda sul de Araguainha demonstra menor profundidade, cerca de 0,5 km (Figura 6.4).
Este mesmo perfil caracteriza a borda norte com 0,8 km de profundidade. Próximos a
estes valores, as bordas nordeste e sudoeste, representadas pelo perfil 13 (Figura
6.9), e as bordas leste e oeste, representadas pelo perfil 9 (Figura 6.8) mostram cerca
de 0,9 km de profundidade do embasamento. O modelo realizado ao longo do perfil 14
S
N
CAPÍTULO 6 - Resultados
-77-
(Figura 6.5) revela que o embasamento na borda noroeste está a 1,1 km de
profundidade, apresentando cerca de 0,2 km de soerguimento a mais que a borda
sudeste.
Figura 6.7. Outra proposta de modelo gravimétrico em comparação com o perfil 14 da figura 6.7 para
a estrutura de Araguainha. Os círculos azuis mostram as anomalias incompatíveis geradas nas
bordas da anomalia central negativa, a letra “b” marca as regiões de borda.
SE
NW
b
b
CAPÍTULO 6 - Resultados
-78-
A Formação Aquidauana apresenta-se com espessura média de 0,8 km, com
espessura maior nas regiões de borda tendendo a diminuição em direção ao NCS. O
Grupo Passa-Dois, presente nas elevações topográficas mostra-se, quando
representado, com espessura máxima de 0,1 km.
É notável em todos os modelos o espessamento das camadas sedimentares
na região localizada entre a borda e o NCS. Pelo que se observa nos resultados as
Formações Aquidauana, Ponta Grossa e Furnas adquirem tal espessamento,
entretanto esta última é a que demonstra resultados mais notáveis de espessamento
da camada. Uma discussão mais detalhada deste resultado será realizada no capítulo
seguinte.
Figura 6.8. Modelo construído a partir de dados gravimétricos ao longo do perfil 9. As regiões das
bordas leste e oeste marcadas pela letra “b”mostram soerguimento simétrico, com profundidades do
embasamento de 0,9 km; a/b= região de transição entre anéis e borda.
0,9 km
0,9 km
b
a/b
E
W
CAPÍTULO 6 - Resultados
-79-
Figura 6.9. Modelo gravimétrico gerado a partir de dados gravimétricos extraídos ao longo do perfil 13.
Destaca-se a simetria do soerguimento no NCS, mostrado nas setas e nas bordas, representadas pela
letra ‘b’.
O alto gravimétrico relativo de 3,4 mGal presente sobre a borda NW revela um
embasamento com profundidade de 0,8 km nesta região, um pouco inferior ao valor
encontrado com o modelamento ao longo do perfil 14 (Figura 6.5). Considerando a
média de profundidade do embasamento, o soerguimento do embasamento seria de
aproximadamente 0,4 km. O que se observa na topografia é aproximadamente 0,2 km
de expressão topográfica superior à média da região (Figura 6.10). Também se nota
neste modelo um soerguimento de 0,3 km maior na região norte em relação à borda
sul. Essas análises são importantes em que pese a caracterização do grau de erosão
em Araguainha.
Todos os 14 modelos gravimétricos gerados são apresentados no Apêndice B
e os modelos aeromagnéticos no Apêndice C.
NE SW
b b
CAPÍTULO 6 - Resultados
-80-
Figura 6.10. Modelo para a cratera de Araguainha gerado a partir de dados gravimétricos ao longo do
perfil 1. Nota-se na porção norte soerguimento de aproximadamente 0,4 km com 0,2 km de expressão
topográfica acima da média da região.
Em particular análise, os 11 perfis magnéticos terrestres são ajustados aos
maiores comprimentos de onda da anomalia. Os resultados apresentam-se coerentes
e pormenorizam a interação do embasamento com as supracrustais. Os maiores
valores de profundidade estão concentrados na região ao redor do NCS e nos anéis
da estrutura. A profundidade máxima modelada nestes dados é de cerca de 1,9 km,
alcançando em níveis mais rasos cerca de 0,1 km.
Os resultados alcançados nestes modelos marcam bem a transição da região
dos anéis para a borda da estrutura. Este limite é observado na figura 6.11, que
mostra uma diferença de 0,8 km entre o soerguimento do embasamento na borda
noroeste e o piso da estrutura.
S
N
~0,2 km
~0,4 km
CAPÍTULO 6 - Resultados
-81-
Figura 6.11. Modelo para a estrutura de Araguainha gerado a partir dos dados magnéticos terrestres. A
linha vermelha tracejada marca o limite do início das elevações de borda noroeste. O modelo apresenta
cerca de 0,8 km de diferença entre o piso da cratera e o soerguimento da borda.
Os modelos magnéticos terrestres também são importantes no mapeamento
da região do EGS. O resultado do perfil 8 associado às informações geológicas
permitem estimar o contato entre o corpo brechado e o embasamento granítico. Neste
caso específico, o modelo só se apresenta coerentemente modelável após a inserção
das informações da magnetização remanescente no granito aflorante representado
pelo polígono vermelho (Figura 6.12). Apesar de baixa razão de Konigsberger, a
inserção de 0,5 A/m (Figura 4.31), além da inclinação de -40º (Figura 4.32) são
essenciais para a caracterização do baixo magnético como o limite entre a brecha e o
granito. Este contato é observado em campo e mostra-se coerente com a
caracterização de brecha de impacto por matriz fundida realizada por Engelhardt et al.
(1992)(Figura 6.13). O modelo mostra-se bem ajustado, principalmente na porção
central, o que permite caracterizar o contato com mergulho do plano para leste. Além
disso, caracteriza-o a uma profundidade de 0,3 km junto ao contato com o
embasamento de mais alta susceptibilidade magnética (região branca do modelo).
SE
NW
borda
0,8 km
anéis
CAPÍTULO 6 - Resultados
-82-
Os demais modelos magnéticos terrestres serão apresentados no Apêndice D.
Figura 6.12. Modelo para a região do EGS gerado a partir dos dados magnéticos terrestres. Mostra o
contato entre a brecha de impacto de matriz fundida e o granito. (SI); k = susceptibilidade magnética; M
R
=
intensidade da magnetização remanescente (A/m); inc= inclinação remanescente
Ponte Branca
MT 306
0
1km
Araguainha
Granito
Brecha de impacto
com matriz fundida
Brecha de poli,itica
de impacto
Brecha monomitica
de impacto em
arenitos
Figura 6.13. Mapa geológico da
porção interna do núcleo
soerguido. A linha vermelha
tracejada mostra o caminho
traçado pelo perfil magnético
terrestre de número 8 que define o
contato entre a brecha de impacto
com matriz fundida do corpo
granítico (Modificado de Engelhardt
et al., 1992).
W
E
CAPÍTULO 6 - Resultados
-83-
6.1.2 Modelos conjuntos
O modelamento conjunto dos dados aeromagnéticos e gravimétricos mostra-se
em boa parte pouco concordante, principalmente no que diz respeito às anomalias
magnéticas de curto comprimento de onda. Somente a tendência geral dos dados
aeromagnéticos demonstra razoável ajuste.
O ajuste de ambos os dados em conjunto com os dados gravimétricos da
região do EGS também se mostra difícil. Esta limitação revela uma provável não
correspondência entre as fontes gravimétrica e magnética.
Os resultados destas modelagens conjuntas indicam que a profundidade
máxima do embasamento tem cerca de 1,8 km. As maiores profundidades, assim
como as obtidas nos modelos anteriores, estão concentradas nas regiões entre as
bordas e o NCS (seta verde da Figura 6.14). Contrastando com esses valores, as
menores profundidades estão associadas às regiões de borda, e à região do NCS,
abaixo do NGS (setas azuis da Figura 6.14). Essas áreas atingem cerca de 0,6 km de
profundidade para o embasamento (Figura Ec-Perfil 3 do Apêndice “E”). O perfil 1
reafirma maior soerguimento para porção norte do embasamento se comparado à
borda sul (Figura Ea-Perfil 1 do Apêndice “E”).
As características do EGS reveladas nestes modelos corroboram as
informações obtidas nos modelos supra-descritos, e expressam da mesma maneira
uma média de 1 km para o EGS e formato pontiagudo em sua base.
A Formação Furnas e Ponta Grossa mostram-se ambas com espessura média
de 0,2 km e um espessamento um pouco mais acentuado na região que circunda o
NCS. Já a Formação Aquidauana apresenta-se com espessura entre 0,6 e 0,8 km.
Suas maiores espessuras concentram-se nas regiões ao redor do NCS e após
ultrapassar as bordas da estrutura.
CAPÍTULO 6 - Resultados
-84-
Figura 6.14. Modelamento conjunto dos dados aeromagnéticos e gravimétricos extraídos ao longo do
perfil 13. As setas azuis conduzem à observação das regiões que em geral apresentam menores
profundidades do embasamento; a seta verde conduz à observação das regiões que se mostram com
maior espessamento; a letra “b” marca a região de borda; NCS= Núcleo Central Soerguido; E=
Espessamento ao redor do NCS. d= densidade (g/cm
3
); k= susceptibilidade magnética (SI).
Os modelos construídos ao longo dos perfis 5 (Figura E.e, Apêndice “E”) e 6
Figura E.f, Apêndice “E”) não apresentam bom ajuste para os dados aeromagnéticos.
Não obstante isso, revelam que aproximadamente a 6 km leste do centro da estrutura
a interação embasamento/ rochas sedimentares é praticamente horizontal, com
poucos nuances estratigráficos. O sinal gravimétrico Bouguer desta região é
praticamente horizontal, somente truncado por um baixo de cerca de -20 mGal, que
provavelmente não está relacionado ao impacto. Já na região norte, o modelo gerado
a partir do perfil 11 (Figura E.l, Apêndice “E”), a cerca de 16,2 km do centro da
estrutura, mostra maior estabilidade das camadas, tendendo a horizontalizar no perfil
12 (Figura E.m, Apêndice “E”). Esta observação é importante para caracterização
deformacional de Araguainha a partir da região central do impacto. No entanto, isso
não coincide com os modelos aeromagnéticos homônimos (Apêndice C), já que os
b
NCS NCS
b
E
NE
SW
CAPÍTULO 6 - Resultados
-85-
altos magnéticos nos dados estão superpostos pela tendência regional que não foi
totalmente removida. O restante dos modelos conjuntos consta no Apêndice “E”.
Os últimos modelos gerados correspondem ao modelamento conjunto de
informações gravimétricas e magnéticas terrestres para a cratera. Este modelamento
conjunto apresenta boa confiabilidade devido à componente regional que foi bem
removida, pela qualidade nos ajustes e pela correlação entre as duas fontes.
Os dados modelados ao longo destes perfis estão dispostos de forma a
pormenorizar as feições das bordas sul, sudeste, nordeste e noroeste, e mostram
aproximadamente 0,7 km de profundidade do embasamento para estas regiões de
borda (Figuras F.a.-Perfil 1, F.g.-Perfil 7, F.h-Perfil 11, do Apêndice F). O modelo
gerado ao longo do perfil 6 (Figura 6.14) é importante para o entendimento da borda
nordeste da cratera, e revela uma dimensão de aproximadamente 1,5 km para a borda
com o embasamento à profundidade de 0,5 km abaixo desta região. Ainda com
respeito a esta localidade, pode-se dizer que há uma considerável redução na
espessura dos estratos sedimentares, principalmente da Formação Ponta Grossa.
Após esta elevação os estratos tendem a apresentar mergulhos mais acentuados, com
camadas de espessura mais real, que transitam para a região estável com
horizontalidade das camadas, a cerca de 3 km da borda. A diferença estimada entre o
soerguimento da borda e o embasamento para além dos limites da estrutura é de
aproximadamente 1,5 km.
Outra observação importante é o afinamento das camadas sedimentares nas
regiões de borda que pode estar relacionado à remobilização destes para as regiões
do centro da estrutura e fora das bordas.
CAPÍTULO 6 - Resultados
-86-
Figura 6.15. Modelo conjunto baseado nos dados gravimétrico e magnéticos terrestres extraídos ao longo
do perfil 6. A seta vermelha marcada pela letra “b” indica a região da borda nordeste da cratera; a seta
vermelha indica o ponto a partir do qual os sedimentos tendem apresentar horizontalidade dos estratos
com maior estabilidade e fora da área deformacional do impacto. Os estratos sedimentares tendem a
diminuir sua espessura na região da borda. d= densidade (g/cm
3
); k= susceptibilidade magnética (SI).
O modelo gerado a partir dos dados extraídos do perfil 8 (Figura 6.16) se
assemelha ao resultado gerado pelo modelo gravimétrico (Figura 6.12). Por meio deste
perfil consegue-se validar o contato entre as brechas e o EGS, limite marcado por um
baixo magnético de 170 nT. Nota-se ainda espessura de cerca de 0,3 km para a camada
brechada (corpo cinza da Figura 6.16) e profundidade máxima de 0,9 km para o EGS.
b
estabilidade
SW
NE
~1,5 km
Diminuição
da espessura
CAPÍTULO 6 - Resultados
-87-
Figura 6.16. Modelo conjunto baseado nos dados gravimétrico e magnéticos terrestres extraídos ao longo
do perfil 8. O limite entre o corpo vermelho (granito) e o corpo cinza (brecha) marca a região contato
entre ambos. K= susceptibilidade magnética; M
R
= Intensidade da magnetização remanescente (A/m) ;
inc= inclinação remanescente; dg= densidade do granito; db= densidade da brecha.
O modelo gerado ao longo do perfil 9 (Figura 6.17) é importante para a
caracterização da região de transição entre o NCS e a bacia anelar, e mostra 0,7 km
de profundidade do embasamento em estratos horizontais, que se acentua à medida
que se direciona para NE. O modelo mostra cerca de 0,8 km de diferença entre a
elevação do NCS e o piso da cratera.
Os demais modelos conjuntos são apresentados no Apêndice F.
A partir das informações extraídas dos modelos com melhores ajustes dentre
os 64 será apresentada uma proposta de modelo tridimensional para a estrutura de
Araguainha no capítulo ulterior.
E
W
dg= 2,15 g/cm
3
db= 2,10 g/cm
3
CAPÍTULO 6 - Resultados
-88-
Figura 6.17. Modelo conjunto baseado nos dados gravimétrico e magnéticos terrestres extraídos ao
longo do perfil 9. O modelo revela cerca de 0,8 km de diferença entre o soerguimento do NCS e o
piso da cratera. d= densidade (g/cm
3
); k= susceptibilidade magnética (SI).
SE
NW
0,8 km
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-89-
CAPÍTULO 7
Discussão e interpretação dos dados
A análise dos resultados do modelamento direto obtidos permite extrair
informações da profundidade média do embasamento e sua forma de interação com
as supracrustais, da dimensão do EGS, da espessura média dos estratos
sedimentares, da estimativa da erosão na região, dos regimes de deformação
vigentes, das dimensões, e apresenta uma proposta de evolução para a estrutura.
Para tais interpretações são utilizados os modelos que apresentam melhores ajustes e
coerência. Como resultado final são propostos modelos geológicos para os principais
perfis que caracterizam a estrutura e a reunião de suas informações permite a geração
de um modelo 3D para a mesma.
7.1 ANÁLISE DOS AJUSTES DOS MODELOS
Como observado em alguns modelos aeromagnéticos e nos modelos
conjuntos, a obtenção de ajustes dos dados magnéticos aéreos nem sempre se
mostra possível. Isto pode ser justificado por duas hipóteses: i) os dados
aeromagnéticos foram suavizados pela digitalização das cartas magnéticas e
conseqüentemente perdem informações; ii) algumas fontes magnéticas e
gravimétricas podem não ser correlatas geográfica e geometricamente.
Outra hipótese para o não ajuste dos dados aeromagnéticos em algumas
regiões dos perfis é a superposição de uma forte tendência regional de direção NE-
SW, já descrita nos capítulos anteriores. Apesar de todo o processamento realizado
para sua remoção, esta componente oriunda de fontes profundas ainda permanece
perceptível nos dados do campo magnético anômalo (Figura 4.21). A direção desta
componente pode ser atribuída regionalmente à direção do expressivo Lineamento
Transbrasiliano. Esta feição é definida e descrita como um conjunto de falhas
regionais, transcorrentes, de direção geral N30E (Schobbenhaus, 1975), geradas na
fase de deformação final do Ciclo Brasiliano. Nota-se a continuidade desta estrutura
para a região da Bacia do Paraná passando pelos limites de Araguainha (Figura 7.1),
o que de fato se adequa à origem levantada em questão.
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-90-
Figura 7.1. Mapa regional de lineamentos mostrando a continuidade expressiva do Lineamento
Transbrasiliano.
7.2 ANÁLISE DA ASSINATURA GRAVIMÉTRICA E MAGNÉTICA DE
ARAGUAINHA
Investigações geofísicas em estruturas de impacto revelam que uma variedade
de assinaturas pode resultar das mudanças de propriedade física nas rochas-alvo
(Pilkington & Grieve, 1992).
Os mapas dos campos gravimétrico e magnético residuais aliados ao perfil
magnético terrestre expõem claramente valores mais baixos para a região do EGS
comparado às suas adjacências. Entretanto, a co-existência de altos ou baixos
magnético e gravimétrico não precisa necessariamente existir (Pilkington & Grieve,
1992).
O baixo gravimétrico de – 9 mGal observado nos perfis se contrapõe à maioria
das assinaturas das crateras complexas estudadas até o presente, como por exemplo
Chicxulub (Espindola et al.,1995), Vredefort (Henkel & Reimold, 1998), além de outras.
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-91-
Pilkington & Griveve (1992) associam a causa deste baixo a mudanças litológicas e
físicas associadas com o processo de crateramento. No caso do estudo, o baixo pode
estar relacionado ao fraturamento e brechação das rochas-alvo, além da presença de
xenólitos de arenitos arcóseos e biotita-muscovita-xistos descritos por Lana et al.
(2006b). Esta análise concorda com Theilen-Willige (1981), que já havia relacionado a
origem do baixo magnético provavelmente à presença de suevito, fraturas e brechas.
O baixo magnético de cerca de -10 nT para o núcleo de Araguainha também
diverge das anomalias magnéticas descritas em outras crateras do mundo
(Morokweng - Henkel et al., 2002; Lonar - Rajasekhar e Mishra, 2005). Em geral,
crateras de impacto com diâmetro maior que 40 km possuem anomalias centrais de
alta amplitude (Pilkington & Griveve, 1992). Este fato também não está em
consonância com a assinatura magnética obtida nos testes com dados sintéticos
(Figura 4.34). A redução da susceptibilidade magnética central é atribuída por Kumar e
Ward (1963, apud Pilkington & Grieve,1992) como derivada da uma pressão maior que
10 GPa, processo que é descrito em locais de explosão nuclear (Short, 1965, apud
Pilkington & Grieve,1992).
Esta provável diferença nas propriedades físicas do EGS em relação ao
restante do embasamento permite inferir um limite de propriedade cerca de 1 km de
profundidade (Figura 7.2).
Figura 7.2. Interpretação para o limite de propriedade física que separa o embasamento abaixo das
supracrustais do EGS, traçado a partir da necessidade de explicar baixos gravimétrico e magnético do
centro de Araguainha.
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-92-
As demais anomalias gravimétricas estão principalmente relacionadas ao
contraste topográfico das diversas regiões do embasamento, já que os valores de
susceptibilidade e densidade associados a ele são maiores que dos corpos
sobrepostos. Pode-se, desta forma, considerar a feição geral das anomalias
gravimétricas como bem semelhante à disposição do embasamento em profundidade.
Como resposta à assimetria gravimétrica observada nos perfis que seccionam
a região no núcleo (perfis 3, 9, 13 e 14) (exemplificado na figura 7.3) e no alongamento
da anomalia ao redor do NCS para as bordas (Figura 4.15), os modelos gerados
apresentam soerguimento e/ou abatimento diferenciado do embasamento. Esta
observação pode auxiliar no entendimento deformacional da estrutura com relação ao
ângulo de impacto do projétil. Metade de todas as direções dos alvos estão entre 30º e
60º (Pierazzo & Melosh, 2000 apud Scherler et al. 2006). O desenvolvimento de
assimetrias estruturais no soerguimento central ou na área da borda da cratera pode
estar associado a ângulos de impacto baixos (Scherler et al., op. cit.). Entretanto, esta
afirmação ainda é frágil diante da quantidade de informações que se tem em
Araguainha, e deve ser suportada por outros argumentos geológicos e geofísicos. A
distribuição assimétrica de ejecta auxilia na interpretação desta hipótese (Schultz &
D’Hondt, 1996); no entanto, estes foram erodidos em Araguainha. O que se defende é
que a dimensão do diâmetro do pico central, neste caso o EGS, não teria relação com
a diminuição do ângulo de impacto (Ekholm & Melosh, 2001).
Figura 7.3. Assimetria da assinatura gravimétrica observada no perfil 3. Destaca-se uma anomalia de -1
mGal para a região norte contrastante com uma anomalia de aproximadamente 4 mGal na região sul,
ambas localizadas na bacia anelar.
assimetria
S N
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-93-
7.3 PROFUNDIDADE MÉDIA DO EMBASAMENTO DE ARAGUAINHA
Os modelos que apresentam dados gravimétricos mostram-se importantes
para a identificação dos limites destas fontes após a aplicação da derivada de
segunda ordem. A partir destas informações, os contatos são fixados lateralmente,
diminuindo a ambigüidade lateral dos modelos. A informação da profundidade média
obtida dos espectros de potência é importante para limitar a profundidade da camada
sedimentar. Partindo-se destas premissas, pode-se analisar de maneira mais confiável
a profundidade do embasamento de Araguainha ao longo de toda sua estrutura.
Os modelos são unívocos na profundidade média de 1 km encontrada para o
EGS. As regiões adjacentes ao EGS mostram profundidade média de
aproximadamente 0,8 km para ambos os lados. Entretanto, a qualidade do ajuste da
anomalia gravimétrica do perfil 3 (Figura 7.4) a sul do EGS permite avaliar uma
assimetria deste em relação ao lado norte. De modo geral, os modelos gerados para o
perfil 3 mostram embasamento cerca de 0,2 km mais raso na porção sul que norte. O
resultado nada mais é que a expressão do alto gravimétrico alongado para sul
presente nos dados.
Considerando a média de profundidade do embasamento na região de 1 km
(Zalan, 1986 apud Molina et al. (1989) e Masero et al., 1994), pode-se dizer que o
soerguimento abaixo das Formações Furnas e Ponta Grossa varia entre 0,1 e 0,4 km
(Figura 7.4). Este soerguimento seria o responsável pelos altos gravimétricos que
contrastam com o baixo no EGS (Figura 7.5).
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-94-
Figura 7.4. Modelo gravimétrico gerado ao longo do perfil 1 mostrando soerguimento do NCS 0,3 km
maior na porção sul se comparado à região norte (linhas tracejadas em verde). A linha tracejada azul
mostra a profundidade média do embasamento na região, que serve como parâmetro inicial para
comparação.
Figura 7.5. Anomalias gravimétricas relacionadas aos perfis 3 (a), e 9 (b), nos quais se observa altos
gravimétricos marcados pelos círculos em azul, que são interpretados como resultantes do soerguimento do
embasamento abaixo das Formações Furnas e Ponta Grossa.
S
N
0,4 km
0,1km
b)
a)
S
N
W
E
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-95-
A partir do soerguimento diferenciado do embasamento de Araguainha,
propõe-se um modelo genético para região no núcleo soerguido (Figura 7.6). Este
modelo é uma tentativa de explicar os 0,4 km de soerguimento abaixo das Formações
Furnas e Ponta Grossa, e trata de diferenciar o EGS do NCS, já que estes por si
demonstram divergência nas propriedades físicas. O soerguimento responde ao alto
gravimétrico que circunda o baixo do EGS e de certa forma também auxilia na
explicação da verticalidade destes estratos sedimentares. A proposta mostra que o
soerguimento na região central, iniciado no estágio de escavação (Melosh, 1989), é
maior devido à atuação vetorial que nesta região seria mais intensa, diminuindo
radialmente para as adjacências. Isto estaria ligado ao grau de pressão de 20 a 25
GPa atuante na região central proposto por Engelhardt et al. (1992) através da
observação de clastos de brechas polimíticas e do granito porfirítico. A atuação
compressional mais intensa na região central conduziria a um rebote elástico maior,
não eximindo as adjacências de também apresentarem certo grau de soerguimento. O
rebote elástico é uma resposta das rochas à aplicação de forças, e explica a tendência
das rochas-alvo retornarem ao estado inicial pré-evento, considerado como um estágio
reversível (Melosh & Ivanov, 1999).
Figura 7.6. Proposta de modelo genético para o soerguimento central da estrutura de impacto de
Araguainha. Há um maior soerguimento na região central correspondente ao EGS em relação ao NCS. O
tamanho dos vetores resulta em região de maior soerguimento.
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-96-
A relação dada por Grieve et al. (1981) na equação 7.1 atribuiria um
soerguimento central de 3,5 km para Araguainha. Entretanto, com os resultados dos
modelos, o máximo soerguimento atribuído ao núcleo de Araguainha seria de 1,4 km,
como somatória do soerguimento de 1km do EGS (Figuras 6.4, 6.5, 6.8 e 6.9) e 0,4 km
do NCS (Figura 7.4).
SC=0,06D
1,1
= 3,5 km (7.1),
onde D é o diâmetro da estrutura.
Considerando o diâmetro de Araguainha, o soerguimento total do núcleo
estimado nos modelos é proporcionalmente inferior, se comparado aos 13 km
encontrados para a estrutura de Vredefort (Henkel & Reimold, 1998), com 250 km de
diâmetro, e aos 30 km para Subdury (Grieve & Therriault, 2000) com 200-280 de
diâmetro (Grieve et al., 1991, Deutsch et al., 1995).
A estrutura mostra-se com profundidades do embasamento entre 0,8 e 1,1 km
para as bordas leste, oeste, norte, nordeste, noroeste e sudoeste. Já a região da
borda sudeste apresenta-se com profundidade em torno de 1,3 km (Perfil 14
gravimétrico da figura 6.5). A profundidade do embasamento da borda sul é a mais
discrepante das demais, mostrando 0,5 km de pacote sedimentar e um soerguimento
mais acentuado nesta região.
A região da bacia anelar comporta as maiores profundidades em todos os
modelos (Figuras 6.4, 6.5, 6.8, 6.9 e 6.14). Trata-se de aproximadamente 1,4 km de
pacote sedimentar acima do embasamento que revela um espessamento dos estratos
sedimentares nesta região.
Considerando 1 km e 0,6 km como profundidade média do embasamento e
altitude da região, respectivamente, a relação do soerguimento da borda norte com a
expressão topográfica assinalada na figura 6.10 revela cerca de 0,2 km de expressão
topográfica. A análise permite inferir erosão de cerca de 0,1 km dos estratos
sedimentares ao menos nesta região, isto se a topografia estiver unicamente
relacionada ao impacto. Esta medida está subestimada em relação ao máximo de 0,32
km mencionado por Lana et al. (2006b), que associa grau mais acentuado nas regiões
de rebaixamento topográfico. Entretanto, a estimativa se aproxima desta ao realizar a
mesma análise para o perfil 1 aeromagnético (Figura 7.7) .
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-97-
Figura 7.7. Modelo representativo dos sedimentos da bacia gerado ao longo do perfil 11 com base em
informações aeromagnéticas. O valor de aproximadamente 0,5 km refere-se à diferença da
profundidade média do embasamento na região (linha tracejada vermelha), e o soerguimento da borda
(linha tracejada azul). O soerguimento estaria refletindo em cerca de 0,2 km de expressão topográfica,
o que resultaria em aproximadamente 0,3 km de erosão estimada na borda NW de Araguainha.
Em análise geral, Araguainha apresenta uma estrutura praticamente simétrica
na direção E-W e NE-SW, e levemente assimétrica nas demais regiões, com destaque
para a porção sul/sudeste que apresenta soerguimento mais acentuado, bem
representado pelos perfis gravimétricos 3 e 14, respectivamente. Entretanto, o
rebaixamento topográfico na região sudeste da estrutura denota o grau de erosão
mais acentuado (Lana et al., 2006b), o que em princípio dificulta esta interpretação.
Em suma, tem-se que ao pacote geral dos sedimentos possui espessura média
de 1km, alcançando cerca de 1,4 km nas regiões da bacia anelar e 0,5 km nas regiões
de borda. Destes, aproximadamente 0,2 km é atribuído à Formação Furnas, 0,25 km à
Formação Ponta Grossa, 0,7 km à Formação Aquidauana, e 0,1 km à Formação Irati.
As medidas das formações Furnas e Ponta Grossa mostram-se subestimadas em
relação às observações de Lana et al. (2006b). Entretanto, vale ressaltar que as
~0,5 km
~0,2 km
S
N
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-98-
mesmas foram realizadas pelos autores principalmente nos estratos localizados fora
da estrutura.
7.4 MODELOS GEOLÓGICOS
A partir da análise dos modelos diretos 2,5D aliados às informações dos mapas
geológicos, magnético residual e amplitude do sinal analítico podem-se inferir modelos
geológicos plausíveis para Araguainha.
Estudos sísmicos na estrutura complexa de Mjolnir (Tsikalas et al., 2002)
atribuem a esta estrutura um regime essencialmente rúptil, com maior concentração
de falhas nas regiões de borda e dobras de pequeno porte localizadas. As
interpretações geológicas para os modelos de Araguainha seguem este mesmo
padrão, associando as regiões de falha mostradas em mapa (Figura 6.2) às
descontinuidades dos modelos.
A sinuosidade da interface embasamento/rochas sedimentares observada nos
modelos propõe uma relação bem acidentada entre estes dois litotipos seccionados
por falhas de colapso gravitacional quilométricas (Figura 7.8 a 7.11). Estas falhas
normais tendem a se concentrar nas regiões de borda e anéis da estrutura
convergindo para a região da bacia anelar, indo de encontro a outras falhas de grande
porte que surgem especularmente do centro em direção às bordas. De forma geral,
estas estruturas rúpteis estão concentricamente arranjadas rodeando a região anelar e
por vezes limitando blocos das formações Aquidauana e Irati (Lana et al., 2006b).
Estas estruturas são provavelmente as responsáveis pelo espessamento dos estratos
sedimentares unanimemente modelados na região da bacia anelar, feição esta mais
bem observada na Formação Furnas.
O modelo apresentado na figura 7.8 mostra esta relação de
espessura/falhamento para a região norte, na qual as falhas de colapso gravitacional
de fato estão marcadas em mapa e o restante surge como necessidade de resposta
das anteriores. Já a porção desprovida do espessamento é marcada somente por
falhas de colapso gravitacional. Nos lados leste e oeste de Araguainha observa-se o
espessamento dos sedimentos (Figura 7.9). As bordas nordeste e sudoeste de
Araguainha também se mostram marcadas por falhas (Figura 7.10). A borda nordeste
mostra na assinatura gravimétrica comprimentos de ondas menores que, apesar de
não terem sido bem ajustados, indicam contraste de densidade entre blocos aqui
interpretados como falhas, que são justificadas por lineamentos quilométricos
observados em mapas nesta mesma região. As falhas com direção de mergulho do
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-99-
centro para as bordas são interpretadas a partir da análise dos demais modelos com a
necessidade de explicar o espessamento e constricção dos sedimentos.
A falha marcada no extremo noroeste de Araguainha (Figura 7.11) limita as
formações Aquidauana e Irati, conforme observação de Lana et al. (2006b), mostra-se
representada no mapa geológico coincidindo com um baixo magnético. Além disso, é
ressaltada nos mapas de amplitude do sinal analítico (Figura 4.21) como um
lineamento de direção NE-SW.
A idéia de espessamento da região localizada entre os anéis e o soerguimento
central parece consistente ao se comparar os modelos com os resultados obtidos em
modelamentos numéricos de estruturas complexas realizados por Morgan et al.
(2000), Collins et al. (2002) e Ivanov (2005). De acordo com a análise de Collins et al.
(op. cit.) para a cratera de Chicxulub, a região de espessamento teria sido formada a
partir do colapso da cratera transiente por meio de falhas normais. Este colapso
estaria ligado a um regime de fluxo da borda da cratera que se destinaria ao centro da
estrutura, caracterizando uma movimentação lateral e vertical dos estratos (Figura
7.12).
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-100-
7.8. Seção geológica esquemática gerada através das informações obtidas do modelamento do perfil 3. Nota-se a região da borda sul mais soerguida em
relação à borda norte. Na borda norte há espessamento dos estratos sedimentares a partir da atuação de falhas que convergem para a região da bacia anelar.
Exagero vertical = 9 vezes.
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-101-
7.9. Seção geológica esquemática com base nos resultados obtidos para o perfil 9 gravimétrico e aeromagnético. Observam-se as bordas marcadas por
falhas de colapso gravitacional que convergem para a região da bacia anelar. Esta por sua vez é deformada e espessa. Exagero vertical = 9 vezes.
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-102-
Figura 7.10. Seção geológica esquemática com base em interpretação dos resultados do modelamento 2,5D ao longo do perfil 13. Ressalta-se o
espessamento e constricção dos sedimentos na região da bacia anelar causados pelas falhas normais. Exagero vertical = 11 vezes.
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-103-
Figura 7.11. Seção geológica esquemática confeccionada com base no perfil 14. Nota-se a região da bacia anelar intensamente dobrada e com maior
espessamento devido à atuação de falhas normais. Exagero vertical = 11 vezes.
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-104-
Figura 7.12. Modelos de formação do núcleo soerguido a partir de modelagem numérica. Destacam-se as
regiões de espessamento assinaladas pela seta azul, que são concordantes com o espessamento
observado na bacia anelar dos modelos 2,5D gerados (Modificada de Collins et al., 2002).
O soerguimento das regiões de borda da cratera promove uma compressão
vertical nesta região, e o conseqüente fluxo descrito por Collins et al. (2002). Este fluxo
refere-se ao estiramento dos sedimentos ali localizados, que migram em direção ao
centro da estrutura e para fora de seus limites no estágio de modificação da cratera.
Esta hipótese é sustentada a partir da análise dos modelos que envolvem dados
magnéticos terrestres, que se mostram relativamente bem ajustados (Figura 7.13).
Nota-se que os estratos sedimentares diminuem sua espessura na região delimitada
pela borda tendendo ao retorno da espessura a uma distância de aproximadamente 2
km para a borda nordeste.
Com o mesmo nível de detalhe, as bordas sudoeste e noroeste demonstram
esta diminuição na espessura dos estratos. Ainda podem-se observar falhas de
colapso precedentes às regiões de borda, que marcam os dois modelos geológicos
(Figuras 7.13a e 7.13d).
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-105-
7.13. Seções geológicas esquemáticas das principais estruturas de Araguainha com base em modelamento conjunto de dados gravimétricos e magnéticos
terrestres (a) perfil 1, borda sudoeste, (b) perfil 6, borda nordeste, (c) perfil 7, borda sudeste e (d) perfil 11, borda noroeste.
(a)
(c)
(b)
(d)
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-106-
Com a formação dos dois conjuntos de falhas, dispostos em direções opostas, os
sedimentos localizados na região da bacia anelar e proximidades tendem a ser
comprimidos. De fato, dobras abertas em grande escala estão expostas nos arenitos da
Formação Furnas, conforme observações de campo de Lana et al. (2006b). Segundo os
autores, a análise da orientação dos eixos destas dobras indicaria compressão
substancial E-W. Entretanto, considerando que a compressão teria se iniciado com a
formação do núcleo soerguido e prosseguido ao estágio de modificação, o mais provável
seria a atuação de tensores radialmente dispostos. A direção desta deformação na
verdade é esperada ao se relembrar a disposição de falhas e fraturas em forma radial.
Segundo Lana et al. (2006b), esta fase de deformação dúctil também teria
promovido encurtamento de um fator de 3 a 4 dos sedimentos da Formação Furnas. Já
os arenitos da Formação Aquidauana tendem a apresentar acamamento mais horizontal
com menor encurtamento observado. Estas observações são ilustradas nos modelos das
figuras 7.13a até 7.13d.
Após esta análise, pode-se dizer, sinteticamente, que a disposição estrutural final
de Araguainha é interpretada como resultado da combinação de um encurtamento
horizontal durante o colapso das bordas da estrutura com o soerguimento do
embasamento na porção central.
Enquanto a formação de dobras indica deformação em regime dúctil o
desenvolvimento de zonas brechadas indica deformação rúptil (Wieland et al., 2005). Em
escala de lâmina, Engelhardt et al. (1992) associam fraturas e deformação planar
observados em grãos de quartzo do granito como resultados de um fraturamento rúptil.
Além disso, Crósta et al. (1981) descreveram estruturas de deformação intragranular
como kink bands em cristais de mica e plagioclásio do granito.
A partir destas considerações, entende-se que na estrutura de Araguainha vigora
um regime de deformação rúptil-dúctil, de forma que o segundo decorre principalmente
da necessidade de acomodação do primeiro, quando se trata das falhas de grande porte
e dobras. Esta interpretação se dá com base na necessidade de se explicar os modelos
ajustados, e é suportada pelas observações em campo somadas às informações de
Lana (2007).
Pode-se, então, delimitar regiões de predomínio dos estados de deformação e
sentido do tensor deformação para cada uma das regiões de Araguainha (Figura 7.14).
Esta análise não exclui o outro tipo de deformação em cada região, somente diz respeito
ao principal regime de deformação atuante, e é baseada na análise conjunta dos
modelos geofísicos e informações geológicas.
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-107-
A direção e sentido dos principais tensores apresentados para Araguainha são
válidas para o estágio de modificação da cratera. Estes vetores apontam para uma
expansão da matéria na região de borda adjacente à região da bacia anelar, onde
predomina uma compressão horizontal.
17°00'
16°50'
16°40'
53°10' 53°00' 52°50'
R
R
D
50
5 km
Araguainha
Ponte Branca
N
EW
S
Figura 7.14. Banda 4 da imagem Landsat TM, sobreposta por domínios vigentes em cada região de
Araguainha interpretados com base nos perfis geológicos. R = domínio rúptil nas bordas e EGS; D=
domínio dúctil na região da bacia anelar. As setas azuis indicam a principal tensão atuante em cada
localidade no estágio de modificação da cratera. A tensão demonstrada se propaga da mesma forma
radialmente em todas as direções. Imagem cedida por Souza Filho (2006).
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-108-
7.5 PROPOSTA DE EVOLUÇÃO PARA ARAGUAINHA
Após a apresentação das estruturas formadas nos domínios rúptil e dúctil de
Araguainha, devem-se posicioná-las dentro de uma proposta evolutiva. Uma síntese dos
estágios de formação da estrutura complexa de Araguainha é mostrada na figura 7.15
com base nos modelos de French (1998), Melosh (1989) e nas informações obtidas dos
modelos.
O estágio de compressão abre o sistema deformacional no momento em que o
projétil entra em contato com a superfície promovendo a propagação das ondas de
choque e completa vaporização do projétil. No estágio de escavação (momento 1 da
figura 7.15) a cratera expande-se formando a cratera transiente. À medida que a
expansão progride, suas bordas se elevam, tornando-se cada vez mais abruptas, e
funcionam como uma rampa de lançamento para o material que continua sendo ejetado
para fora da região de impacto. O rebote elástico proporciona a formação de uma região
de descompressão na parte central que dá início à formação do EGS (momento 2 da
figura 7.15). Após esta etapa inicia-se então o estágio de modificação que dá
continuidade ao soerguimento central diferenciando o NCS do EGS através de uma
descompressão maior no ponto central (momento 3.1 da figura 7.15). Este
soerguimento inicia a verticalização das formações Furnas e Ponta Grossa na região
central em contato com o EGS. Sincronicamente a esta modificação inicia-se o
soerguimento da borda que promove tensão vertical nesta região e conseqüente
estiramento dos estratos sedimentares acima localizados. Estes então migram para o
interior da estrutura e para fora dos limites da mesma. Concomitante a estas
deformações inicia-se a formação das falhas de colapso gravitacional nas regiões de
borda e anéis (momento 3.2 da figura 7.15). Como resposta à continuidade do
soerguimento central surgem as falhas antitéticas às anteriores, que juntas tratam por
espessar os estratos sedimentares da bacia anelar. O deslocamento dos blocos pelos
pares de falhas geram uma tensão horizontal e conseqüente constricção dos
sedimentos nesta interface.
Após a compressão e a escavação os estratos se acomodam em níveis
gravitacionalmente estáveis e tem-se então a estrutura deformacional final de Araguainha
(momento 4 da figura 7.15).
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-109-
1)
2)
3.1)
3.2)
4)
Escavação
Escavação
Modificação
Modificação
Estrutura final
Figura 7.15. Proposta de evolução para a estrutura de impacto de Araguainha com base nas
interpretações dos modelos geológicos e partir dos modelos French (1998) e Melosh (1989).
As setas vermelhas indicam a principal tensão atuante na região. As dimensões estão fora de
escala.
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-110-
7.6 DIMENSÕES DE ARAGUAINHA
As informações obtidas da etapa de processamento e dos modelos gerados
permitem inferir algumas das principais dimensões para a estrutura de Araguainha.
O mapa de amplitude de sinal analítico (Figura 4.22) demonstra boa delimitação
das fontes oriundas das bordas leste e sul, estando as demais sobrepostas por outras
fontes. Ao unir esta informação com os lineamentos dos mapas geológicos à disposição,
tem-se um diâmetro de aproximados 40 km na direção E-W e 38 km na direção N-S.
Para o EGS estima-se 5 km de diâmetro, conferindo com informações de Engelhardt et
al. (1992) e Lana et al. (2006a). Esta observação também se aproxima do resultado
obtido para os modelos que seccionam a região central.
Engelhard et al. (1992) notaram que as brechas polimíticas possuem clastos de
granito e hornfels, ambos derivados do embasamento, permitindo atribuir cerca de 2,4
km de escavação dos sedimentos da bacia pelo meteorito. Lana et al. (2006a) atribuem
cerca de 2,0-2,5 km com base nas equações apresentadas por Melosh (1989), medida
que se aproxima da estimada por Engelhard et al. (op. cit.). De fato, as sugestões dos
autores parecem coerentes; entretanto, o que se observa nos modelos é uma
profundidade máxima do embasamento a 1,4 km (Figura 7.16), o que pode significar que
grande parte do estrato original tenha sido vaporizado e/ou ejetado da cavidade
transiente.
Grupo Tubarão
Grupo Paraná
Escavado
Escavado
Deslocado
Embasamento
H=1,4 km
Grupo Passa-Dois
Figura 7.16. Estimativa da profundidade de escavação obtida com base nas informações dos modelos 2,5D
gerados (Modificado de Lana et al., 2006a).
Com base nos modelos gerados ao longo dos perfis gravimétrico 3, 9 e 13, pode-
se afirmar que o diâmetro da cavidade transiente (D
t
) varia entre 23 km na direção NW-
SE e 28 km na direção E-W, atingindo cerca de 30 km na direção N-S. Essas estimativas
se aproximam às citadas por Lana et al. (2006a) de 20-25 km, equacionadas por Melosh
(1989). Já a região da bacia anelar apresenta valores em torno de 10 km de raio. Para o
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-111-
soerguimento central, que envolve o EGS somado às formações Furnas e Ponta Grossa,
o valor encontrado varia entre 9 e 13 km.
Um perfil é apresentado na figura 7.17 com as principais dimensões encontradas
com base nos resultados dos modelamentos.
Figura 7.17. Dimensões estimadas para as principais medidas da cratera de Araguainha com base nos
modelos gerados. Os valores são apresentados em quilômetros.
7.7 ESTRUTURA TRIDIMENSIONAL DE ARAGUAINHA
Como último resultado reuniram-se as informações de diversos perfis de
modelamento 2,5D para a confecção de um modelo final 3D de profundidade do
embasamento (Figura 7.18). Foram selecionados os perfis mais coerentes nos valores
de profundidade e que apresentaram os melhores ajustes dos dados. O intuito deste
modelo tridimensional para a estrutura de Araguainha é fomentar uma melhor noção da
profundidade do embasamento da estrutura como um todo.
O modelo foi confeccionado a partir das coordenadas e profundidades obtidas de
2,5 em 2,5 km ao longo das linhas modeladas. Para a seleção dos valores de
profundidade foram utilizados os seguintes perfis: Perfil 1 conjunto aeromagnético e
gravimétrico; Perfil 2 gravimétrico; Perfis 3 e 4 gravimétricos; Perfil 5 conjunto
aeromagnético e gravimétrico; Perfis 6 e 7 gravimétricos; Perfil 8 conjunto aeromagnético
e gravimétrico; Perfis 9, 10, 11, 13 e 14 gravimétricos.
Com este modelo a simetria de Araguainha é mais realçada e nota-se a região de
maior soerguimento da porção centro-sul. Nota-se também a região da bacia anelar, que
como citado nas análises anteriores, é a que apresenta maiores profundidades, com
valores de cerca de 1,4 km. O soerguimento do NCS também é mais realçado neste
modelo.
CAPÍTULO 7 - Discussão e interpretação dos dados
-112-
Profundidade (m)
-1400
-1300
-1200
-1100
-1000
-900
-800
-700
-600
-500
-400
-300
-200
-100
05,511 km
Exagero vertical=5 vezes
-53.1 -53 -52.9 -52.8
-16.9
-16.8
-16.7
0
5
10 km
NCS
a)
b)
N
Figura 7.18. (a) Modelo 3D de profundidades do embasamento da estrutura de impacto de Araguainha confeccionado com base nos modelamentos
2,5D. Para obtenção deste resultado utilizaram-se os seguintes perfis: Perfil 1 conjunto aeromagnético e gravimétrico; Perfil 2 gravimétrico; Perfis 3 e
4 gravimétricos; Perfil 5 conjunto aeromagnético e gravimétrico; Perfis 6 e 7 gravimétricos; Perfil 8 conjunto aeromagnético e gravimétrico; Perfis 9,
10, 11, 13 e 14 gravimétricos. (b) Mapa 2D de profundidades do embasamento sobreposto por lineamentos estruturais. Destaca-se a região do
núcleo central soerguido (NCS). As maiores profundidades se apresentam na região da bacia anelar, com cerca de 1,4 km.
CAPÍTULO 8 - Conclusões
-113-
CAPÍTULO 8
Conclusões
A maioria dos resultados do modelamento 2,5D mostra-se com ajustes
confiáveis e coerentes geologicamente. Os modelos que envolvem dados
aeromagnéticos (simples ou conjuntos) não resultaram em bons ajustes para os
menores comprimentos de onda. O não ajuste destes menores comprimentos de onda
pode estar tanto relacionado à componente regional NE-SW que não foi totalmente
removida, como à não correlação entre as fontes gravimétricas e magnéticas, no caso
do modelamento conjunto. A primeira hipótese é válida em que pese a região de
Araguainha estar na direção dos Lineamentos Transbrasilianos. Para a segunda
conjectura deve-se realizar uma análise mais precisa a partir da técnica da Razão de
Poisson entre dados magnéticos terrestres e gravimétricos.
Os modelos gravimétricos mostram-se razoavelmente bem ajustados após a
remoção da componente regional com o método do polinômio robusto. A partir do
cálculo de suas derivadas de segunda ordem delimita-se o contato lateral entre as
rochas sedimentares da bacia e o embasamento granítico. Isto confere a estes modelos,
ou mesmo aos demais conjuntos que se aproveitam da informação gravimétrica, caráter
de alta confiabilidade, pelo menos no que diz respeito à ambigüidade em x. A
ambigüidade em z é relativamente contornada a partir de vínculos indiretos associados
aos modelos. Dentre eles, a informação de modelagem magnetotelúrica de Masero et
al. (1994) e o cálculo do espectro de potência realizado neste trabalho ao longo de 78
perfis, que inferem uma profundidade média de 1 km para o embasamento da região.
Os problemas ocorridos nos magnetômetros de base referente aos dados
magnéticos terrestres de forma alguma afetam a obtenção de resultados confiáveis. A
correção diurna foi realizada com a transposição de base de outra localidade que
mostra alta similaridade aos dias de funcionamento de Araguainha. Os 11 perfis
magnéticos terrestres mostram-se muito importantes do ponto de vista da
caracterização das regiões de bordas, anéis e núcleo da estrutura, e permitem delimitar
o contato entre a brecha polimítica e o EGS. A razão de Konigsberger para amostras do
EGS revela pouca influência da componente remanescente. Apesar disso, sua inserção
no modelamento mostra-se extremamente importante de forma a delimitar este contato.
CAPÍTULO 8 - Conclusões
-114-
Sugere-se o adensamento dos dados magnéticos terrestres na região central, além de
um maior detalhe para a borda sudeste e noroeste, desprovidas destas informações.
A forma das anomalias gravimétricas reflete praticamente a disposição
topográfica do embasamento. Este interage com as supracrustais com contatos
acidentados e lineares, quando não seccionados por falhas iniciadas no estágio de
escavação com continuidade ao estágio de modificação da cratera.
As falhas de colapso gravitacional são observadas em mapa e distintas nos
modelos pelas faces lineares dos polígonos. Além destas informações, alguns
lineamentos proeminentes são bem marcados nos mapas de derivada e amplitude do
sinal analítico. Estas estruturas rúpteis estão dispostas em forma anelar, em pares
espelhados nas regiões de borda e bacia anelar, e demonstram provável
responsabilidade pelo espessamento dos estratos sedimentares que atingem 1,4 km de
profundidade. Resultados de modelamento numérico de Collins et al. (2002) mostram-se
similares aos modelos obtidos neste trabalho no que diz respeito a esta região de
espessamento. Os autores também a associam a um fluxo de matéria e a regiões de
falhas gravitacionais.
Como resposta a esta fase de regime rúptil os sedimentos das regiões de borda
são estirados e migrados em direção ao centro e para fora dos limites da cratera. Os
sedimentos direcionados para o centro são encurtados por uma tensão horizontal
formando as dobras que podem ser observadas nas formações Furnas e Ponta Grossa,
e próximos ao núcleo soerguido são verticalizados.
O acervo destas e outras estruturas permite caracterizar Araguainha como
portadora de uma deformação rúptil-dúctil, podendo-se diferenciar a principal atuação
de cada domínio nas diversas regiões da cratera.
Os resultados também permitem caracterizar Araguainha como uma estrutura
concêntrica, e praticamente simétrica no que diz respeito à profundidade do
embasamento. Com exceção da borda sul, que se mostra 0,3 km mais rasa comparada
ao restante das regiões, as demais apresentam similaridade em seus valores. Esta
assimetria pode auxiliar em posterior entendimento do ângulo de impacto do meteorito,
mas necessita-se de informações mais consistentes para esta análise. Não fosse o alto
estágio de erosão de Araguainha, a distribuição de ejecta poderia auxiliar nesta
argumentação.
Estima-se cerca de 0,3 km de erosão para as regiões mais afetadas da estrutura.
Esta informação é inferida de alguns modelos gerados e está dentro do intervalo medido
em campo por Lana et al. (2006b).
CAPÍTULO 8 - Conclusões
-115-
Os baixos gravimétrico e magnético de Araguainha são destoantes se
comparados a outras crateras complexas do mundo. Modelos magnéticos sintéticos
para os dois tipos de crateras assinalam uma assinatura positiva na região soerguida
que servem como parâmetro para a aplicação e comparação aos dados reais. O baixo
gravimétrico pode ser reflexo do intenso fraturamento, brechação e pela presença de
xenólitos de arenitos arcóseos e biotita-muscovita-xistos. Já o baixo magnético é
atribuído por Kumar & Ward (1963) à redução de susceptibilidade devido à uma pressão
de choque maior que 10 GPa. Já Theilen-Willige (1981) associa este baixo magnético à
presença de suevito, fraturas e brechas. Esta característica permite diferenciar duas
fácies principais do embasamento com base nas mudanças de propriedades físicas.
Sendo assim, o embasamento abaixo dos sedimentos demonstra possuir densidade e
susceptibilidade maiores que o embasamento da parte soerguida.
A assinatura gravimétrica permite diferenciar o soerguimento central de
Araguainha em duas regiões complementares. A primeira (NCS - Núcleo Central
Soerguido), com soerguimento estimado de 0,4 km, ocorre abaixo das formações
Furnas e Ponta Grossa como resposta ao alto gravimétrico circundante ao baixo central.
A segunda (EGS - Embasamento Granítico Soerguido), associada ao baixo gravimétrico
central, é marcada nos modelos por 1 km do embasamento junto às brechas, fraturas e
xenólitos supracitados. Desta maneira, o soerguimento central total de Araguainha
somaria aproximadamente 1,4 km. Esse soerguimento se inicia no estágio de
escavação com continuidade ao estágio de modificação da cratera (Melosh, 1989).
Os modelos confirmam cerca de 40 km para o diâmetro de Araguainha em
profundidade, e permitem estimar de 23 a 30 km para a região da cavidade transiente e
10 km para a bacia anelar
Dados de susceptibilidade magnética revelam que os sedimentos da bacia não
foram magnetizados com o impacto (piezomagnetismo) ou apresentam magnetização
de impacto muito fraca. As mesmas amostras foram destinadas às medidas de
densidade, que mostram pouca diferença entre os pacotes sedimentares. Entretanto,
uma amostragem mais representativa dos sedimentos da bacia deve ser realizada na
estrutura.
Os dados gravimétricos também devem ser adensados no interior da estrutura e
cerca de 100 km de distância do núcleo, a fim de se estimar o campo gravimétrico
regional com maior confiabilidade. Os modelamentos realizados nas regiões de entorno
da estrutura também permitiriam caracterizar o limite de deformação das rochas com o
impacto. Informações obtidas de furos de sondagem nas principais regiões da estrutura
CAPÍTULO 8 - Conclusões
-116-
auxiliariam na inserção de vínculos mais confiáveis, diminuindo a ambigüidade dos
modelos. Sugere-se também o estudo de métodos de inversão favoráveis ao problema
apresentado a fim de corroborar as informações apresentadas.
Ressalta-se que os modelos gerados não são considerados a última palavra na
análise de Araguainha; na verdade, muito se tem a fazer ainda nesta estrutura. Para se
obter um modelo estrutural com maior acurácia sugere-se a realização de sísmica de
reflexão, demonstrado por Pilkington & Grieve (1992) como método mais eficaz para
estruturas de impacto.
Com base nos principais resultados obtidos via modelamento, apresenta-se uma
síntese para a estrutura de Araguainha no Apêndice G.
Referências Bibliográficas
-117-
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dissertação de mestrado em andamento:Magnetismo da estrutura de impacto de
Araguainha, MT/GO, IAG/USP.Comunicação pessoal.
-124-
Lista de Apêndices
Apêndice A - Tabelas de informações petrofísicas.................................... 125
Apêndice B - Modelos gravimétricos......................................................... 143
Apêndice C - Modelos aeromagnéticos..................................................... 146
Apêndice D - Modelos magnéticos terrestres............................................ 149
Apêndice E -
Modelos conjuntos: aeromagnéticos associados a
gravimétricos........................................................................
152
Apêndice F -
Modelos conjuntos: magnéticos terrestres associados a
gravimétricos........................................................................
155
Apêndice G -
Mapa síntese dos modelos geológicos finais propostos
para Araguainha...................................................................
158
-125-
UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO
INSTITUTO DE ASTRONOMIA, GEOFÍSICA E CIÊNCIAS
ATMOSFÉRICAS-IAG.
APÊNDICE A
TABELAS DE INFORMAÇÕES PETROFÍSICAS
São Paulo
2007
APÊNDICE A- Tabelas e informações petrofísicas
-126-
Tabela A.1- Valores de densidade para amostras do embasamento granítico
soerguido - EGS.
Amostra Densidade (g/cm
3
) Litotipo
AE 24 B3 2,451 G
AE 11 C4 2,457 G
AE 10 A 2,475 G
AE 19 A1 2,478 G
AE 13 2,456 G
AE 16 2,343 G
AE 26 C3 2,482 G
AE 17 2,426 G
AE 13 2,410 G
AE 20 2,474 G
AE 9 A3 2,425 G
AE 23 2,480 G
AE 18 C4 2,439 G
AE 23 2,473 G
AE 11 A3 2,442 G
AE 25 2,432 G
AE 18 A3 2,512 G
AE 22 A2 2,492 G
AE 22 C3 2,477 G
AE 24 2,408 G
AE 26 A3 2,486 G
AE 15 A3 2,439 G
AE 19 D3 2,428 G
AE 9 D4 2,478 G
AE 10 2,466 G
AE 12 D4 2,480 G
AE 21 C2 2,448 Pst
AE 21 A3 2,389 Pst
AE 14 D3 2,361 G
AE 13 A3 2,447 Pst
AE 15 2,448 G
AE 12 A2 2,363 Pst
G: Granito; Pst: Pseudotaquilito;
Valor de densidade média: (2,450±0,007) g/cm
3
.
(
1
) Amostras cedidas pelo mestrando Elder Yokoyama, IAG/USP.
APÊNDICE A- Tabelas e informações petrofísicas
-127-
Tabela A.2
1
- Valores de densidade e susceptibilidade magnética na fácies
ferruginosa da Formação Ponta Grossa.
Amostra Densidade (g/cm
3
) K (SI).10
-5
AE 65 IV1 3,085 25,16
AE 65 IV2 3,158 45,96
AE 65 IV3 3,152 28,92
AE 65 IV4 3,021 43,4
AE 65 IV5 3,161 26,50
AE 65 IV6 3,118 25,90
AE 65 IV7 3,186 50,75
AE 65 IV8 3,183 37,46
K: susceptibilidade magnética
Valor de densidade média: (3,133±0,056) g/cm
3
.
(
1
) Amostras cedidas pelo mestrando Elder Yokoyama, IAG/USP.
Tabela A.3
1
- Valores de densidade e susceptibilidade magnética em arenitos
da Formação Furnas.
Amostra Densidade (g/cm
3
) K (SI).10
-5
AE 70 A1 --- 4,4
AE 70 A2 --- 4,7
AE 70 A3 --- 4,2
AE 70 A4 2,180 5,2
AE 70 B1 2,214 3,7
AE 70 B2 --- 5,7
AE 70 B3 --- 6,0
AE 70 B4 2,194 5,1
AE 70 C1 2,163 4,1
AE 70 C2 --- 4,6
AE 70 D1 2,325 3,3
AE 70 D2 --- 10,6
AE 70 D3 --- 7,8
K:susceptibilidade magnética
Valor de densidade média: (2,215±0,028) g/cm
3
.
(
1
) Amostras cedidas pelo mestrando Elder Yokoyama, IAG/USP.
APÊNDICE A- Tabelas e informações petrofísicas
-128-
(
1
) Amostras cedidas pelo mestrando Elder Yokoyama, IAG/USP.
Tabela A.4
1
- Valores de densidade e susceptibilidade magnética em arenitos da
Formação Aquidauana.
Amostra Densidade (g/cm
3
) K (SI).10
-5
AE 49 A 1 2,419
1,8
AE 49 A 2 2,445
1,4
AE 49 A 3 2,452
1,2
AE 49 A 4 ---
1,4
AE 49 B 1 2,474
1,3
AE 49 B 2 2,433
0,7
AE 49 C 1 2,362
1,2
AE 49 C 2 ---
1,8
AE 49 C 3 2,412
1,2
AE 49 C 4 --- 1,2
AE 49 D 1 2,270 1,1
AE 49 D 2 2,307 1,3
AE 49 D 3 --- 0,9
AE 49 D 4 2,322 1,0
AE 49 E 1 2,312 1,0
AE 49 E 2 --- 1,2
AE 49 E 3 2,308 1,4
AE 49 E 4 --- 1,0
AE 49 F 1 --- 2,6
AE 49 F 2 2,274 2,1
AE 49 F 3 --- 1,6
AE 49 F 4 --- 1,1
AE51F 2,277 ---
K:susceptibilidade magnética
Valor de densidade média: (2,362±0,019) g/cm
3
.
APÊNDICE A- Tabelas e informações petrofísicas
-129-
Tabela A.5
1
- Valores de densidade dos siltitos
carbonáticos da Formação Irati.
Amostra Densidade (g/cm
3
)
AE 66 C1 *2,157
AE 66 C2 *2,150
AE 66 C3 2,223
AE 66 C4 2,190
AE 66 F1 2,214
AE 66 F2 2,225
AE 66 F3 2,230
AE 66 F4 2,215
K: susceptibilidade magnética; .(*) valores desconsiderados
para cálculos da média e desvio padrão
Valor de densidade média: (2,216±0,005) g/cm
3
.
(
1
) Amostras cedidas pelo mestrando Elder Yokoyama,
IAG/USP.
Tabela A.6
1
- Valores de susceptibilidades magnéticas de amostras do
granito (embasamento granítico soerguido - EGS).
Amostra K (SI)
AE-6A2 0,001658
AE-2A1 0,001374
AE-2A2 0,001566
AE-2A3 0,001374
AE-2A4 0,001519
AE-2B1 0,001501
AE-2B2 0,001703
AE-2B3 0,001458
AE-2B4 0,001901
AE-2C1 0,001588
AE-2C2 0,001765
AE-2C3 0,00176
AE-2C4 0,001729
AE-3A1 0,002635
AE-3A2 0,002875
AE-3A3 0,002461
AE-3A4 0,002245
AE-3B1 0,001952
AE-3B2 0,002203
AE-3B3 0,002061
Continua
APÊNDICE A- Tabelas e informações petrofísicas
-130-
Continuação
Tabela A.6
1
- Valores de susceptibilidades magnéticas de amostras do granito
(embasamento granítico soerguido - EGS).
AE-3B4 0,001794
AE-3C1 0,002713
AE-3C2 0,002543
AE-3C3 0,002748
AE-3C4 0,002421
AE-4A1 0,002688
AE-4A2 0,002484
AE-4A3 0,00244
AE-4B1 0,002235
AE-4B2 0,002352
AE-5A1 0,002722
AE-5A2 0,002402
AE-5A3 0,001855
AE-5A4 0,002394
AE-5B1 0,001887
AE-5B2 0,002136
AE-5B3 0,001666
AE-5C1 0,002408
AE-5C2 0,00258
AE-5C3 0,002164
AE-6A1 0,002054
AE-6B 0,0006806
AE-6G1 0,002098
AE-6G2 0,002263
AE-6G3 0,001466
AE-7A1 0,001899
AE-7A2 0,001967
AE-7A3 0,001511
AE-7B1 0,002233
AE-7B2 0,002441
AE-7B3 0,002406
AE-7B4 0,002501
AE-7C1 0,002488
AE-7C2 0,002821
AE-7C3 0,002512
AE-7C4 0,002464
AE-7D1 0,002829
AE-7D2 0,003039
AE-7D3 0,002211
AE-9A1 0,00324
AE-9A2 0,003503
AE-9A3 0,003529
AE-9A4 0,004045
continua
APÊNDICE A- Tabelas e informações petrofísicas
-131-
Continuação
Tabela A.6
1
- Valores de susceptibilidades magnéticas de amostras do granito
(embasamento granítico soerguido - EGS).
AE-9A5 0,003803
AE-9C1 0,00312
AE-9C2 0,004596
AE-9C3 0,004251
AE-9C4 0,004071
AE-9D1 0,002299
AE-9D2 0,00319
AE-9D3 0,002795
AE-9D4 0,003752
AE-9E1 0,002626
AE-9E2 0,002710
AE-9E3 0,00259
AE-9E4 0,001807
AE-10A1 0,002012
AE-10A2 0,001635
AE-10A3 0,001743
AE-10A4 0,001293
AE-10A5 0,001216
AE-10B1 0,001485
AE-10B2 0,001759
AE-10B3 0,002003
AE-10C1 0,001509
AE-10C2 0,00165
AE-10C3 0,001727
AE-10C4 0,001434
AE-10C5 0,001556
AE-11A1 0,002227
AE-11A2 0,001945
AE-11A3 0,001731
AE-11A4 0,002184
AE-11B1 0,002100
AE-11B2 0,002187
AE-11B3 0,003295
AE-11B4 0,002675
AE-11C1 0,002092
AE-11C2 0,001651
AE-11C3 0,001256
AE-11C4 0,001308
AE-12B1 0,003412
AE-12B2 0,004224
AE-12B3 0,003701
AE-12C1 0,004678
AE-12C2 0,004454
continua
APÊNDICE A- Tabelas e informações petrofísicas
-132-
Continuação
Tabela A.6
1
- Valores de susceptibilidades magnéticas de amostras do granito
(embasamento granítico soerguido - EGS).
AE-12D1 0,004721
AE-12D2 0,003956
AE-12D3 0,003592
AE-12D4 0,004713
AE-13B1 0,002695
AE-13B2 0,002543
AE-13B3 0,002457
AE-13C1 0,002322
AE-13C2 0,003003
AE-13C3 0,002191
AE-14B1 0,003197
AE-14B2 0,002405
AE-14B3 0,002459
AE-14D1 0,004341
AE-14D2 0,004737
AE-14D3 0,004931
AE-15A1 0,001957
AE-15A2 0,002269
AE-15A3 0,002302
AE-15B1 0,002216
AE-15B2 0,001938
AE-15B3 0,001835
AE-15C1 0,00211
AE-15C2 0,002516
AE-16A1 0,001857
AE-16A2 0,002738
AE-16B1 0,002849
AE-16B2 0,002508
AE-16C1 0,0027
AE-16C2 0,002291
AE-16C3 0,002284
AE-16C4 0,002686
AE-17A1 0,002611
AE-17A2 0,002511
AE-17A3 0,00244
AE-17B1 0,002393
AE-17B2 0,002255
AE-17B3 0,002013
AE-17B4 0,003364
AE-17C1 0,002689
AE-17C2 0,00249
AE-17C3 0,00210
AE-17C4 0,002551
continua
APÊNDICE A- Tabelas e informações petrofísicas
-133-
Continuação
Tabela A.6
1
- Valores de susceptibilidades magnéticas de amostras do granito
(embasamento granítico soerguido - EGS).
AE-18A1 0,002454
AE-18A2 0,001951
AE-18A3 0,002706
AE-18B1 0,002707
AE-18B2 0,002059
AE-18B3 0,002422
AE-18B4 0,002624
AE-18C1 0,00159
AE-18C2 0,002151
AE-18C3 0,002657
AE-18C4 0,002143
AE-19A1 0,003019
AE-19A2 0,00309
AE-19A3 0,002823
AE-19A4 0,002462
AE-19B1 0,002607
AE-19B2 0,002583
AE-19E1 0,002467
AE-19E2 0,002684
AE-19E3 0,002643
AE-19E4 0,002597
AE-20A1 0,002362
AE-20A2 0,002591
AE-20A3 0,002905
AE-20B1 0,002476
AE-20B2 0,002553
AE-20B3 0,002695
AE-20C1 0,00245
AE-20C2 0,002639
AE-20C3 0,002525
AE-22A1 0,00415
AE-22B1 0,00432
AE-22B2 0,003636
AE-22C1 0,005346
AE-22C2 0,008289
AE-22C3 0,005816
AE-23A1 0,00206
AE-23A2 0,002186
AE-23A3 0,001961
AE-23B1 0,001754
AE-23B2 0,002096
AE-23B3 0,001758
AE-23C1 0,002157
continua
APÊNDICE A- Tabelas e informações petrofísicas
-134-
Continuação
Tabela A.6
1
- Valores de susceptibilidades magnéticas de amostras do granito
(embasamento granítico soerguido - EGS).
AE-23C2 0,002594
AE-23C3 0,002292
AE-24A1 0,001848
AE-24A2 0,002134
AE-24A3 0,001906
AE-24B1 0,001918
AE-24B2 0,002105
AE-24B3 0,002072
AE-24C1 0,001837
AE-24C2 0,001774
AE-25C1 0,002283
AE-25C2 0,002319
AE-25C3 0,002718
AE-25D1 0,003885
AE-25D2 0,002378
AE-25D3 0,002448
AE-25E1 0,002178
AE-25E2 0,002288
AE-25E3 0,001639
AE-25E4 0,001728
AE-26A1 0,001584
AE-26A2 0,00157
AE-26A3 0,00167
AE-26B1 0,001693
AE-26B2 0,001501
AE-26B3 0,001717
AE-27A2 0,003175
AE-27A3 0,003537
AE-27B1 0,002067
AE-27B2 0,002931
AE-27B3 0,002653
AE-29A1 0,004612
AE-29A2 0,00394
AE-29A3 0,004069
AE-29B1 0,00158
AE-29B2 0,001189
AE-29B3 0,001874
AE-29B4 0,002282
AE-29C1 0,004116
AE-29C2 0,003058
AE-29C3 0,00337
AE-29C4 0,00413
AE-30C1 0,002215
continua
APÊNDICE A- Tabelas e informações petrofísicas
-135-
Continuação
Tabela A.6
1
- Valores de susceptibilidades magnéticas de amostras do granito
(embasamento granítico soerguido - EGS).
AE-30C2 0,002057
AE-30C4 0,001844
AE-30D1 0,002654
AE-30D2 0,002252
AE-30D3 0,001761
AE-30D4 0,001707
AE-30E1 0,002037
AE-30E2 0,001971
AE-30E3 0,001436
AE-31A1 0,002193
AE-31A2 0,00164
AE-31A3 0,001736
AE-31B1 0,002191
AE-31B2 0,001788
AE-31B3 0,001863
AE-31B4 0,00172
AE-31C1 0,001107
AE-31C2 0,001517
AE-31C3 0,001883
AE-32A1 0,001141
AE-32A2 0,001219
AE-32A3 0,001307
AE-32A4 0,001302
AE-32B1 0,00138
AE-32B2 0,001272
AE-32B3 0,001345
AE-32B4 0,001121
AE-32C1 0,001377
AE-32C2 0,001152
AE-33B1 0,001808
AE-33B2 0,001557
AE-33B3 0,001421
AE-33B4 0,001955
AE-33C1 0,001876
AE-33C2 0,001684
AE-33C3 0,001740
AE-34C1 0,0009614
AE-34C2 0,001307
AE-34C3 0,001237
AE-34D1 0,001296
AE-34D2 0,001957
AE-34D3 0,0009928
AE-34D4 0,001396
continua
APÊNDICE A- Tabelas e informações petrofísicas
-136-
Continuação
Tabela A.6
1
- Valores de susceptibilidades magnéticas de amostras do granito
(embasamento granítico soerguido - EGS).
AE-34E1 0,00202
AE-34E2 0,002000
AE-34E3 0,001044
AE-35A1 0,002064
AE-35A2 0,001726
AE-35A3 0,002073
AE-35A4 0,001889
AE-35B1 0,001999
AE-35B2 0,001855
AE-35B3 0,001971
AE-35B4 0,001882
AE-35C1 0,001573
AE-35C2 0,001367
AE-35C3 0,002019
AE-35C4 0,001869
AE-36F1 0,00801
AE-36F2 0,009164
AE-36G1 0,006729
AE-36G2 0,006076
AE-36G3 0,008018
AE-37J1 0,001392
AE-37J2 0,001506
AE-37J3 0,001046
AE-37J4 0,001454
AE-37K1 0,001099
AE-37K2 0,001034
AE-37K3 0,0007906
AE-37K4 0,001029
AE-37L1 0,000886
AE-37L2 0,0008352
AE-37L3 0,001095
AE-39A1 0,002829
AE-39A2 0,0024
AE-39A3 0,002381
AE-39B1 0,001815
AE-39B2 0,00122
AE-39B3 0,001747
AE-39C1 0,002561
AE-39C2 0,001601
AE-39C3 0,001947
AE-39C4 0,002009
Valor de susceptibilidade média: 0,002 (SI).
(
1
) Dados cedidos pelo mestrando Elder Yokoyama, IAG/USP.
APÊNDICE A- Tabelas e informações petrofísicas
-137-
Tabela A.7
1
- Valores de susceptibilidades magnéticas de amostras do
Pseudotaquilito (embasamento granítico soerguido - EGS).
Amostra
Susceptibilidade
(SI)
AE-4C1 0,00192
AE-4C2 0,002007
AE-4C3 0,001833
AE-6C1 0,001131
AE-6C2 0,001335
AE-6D 0,000366
AE-6E1 0,000622
AE-6E2 0,000929
AE-6E3 0,001081
AE-6E4 0,001026
AE-6F1 0,001064
AE-6F2 0,001068
AE-6F3 0,001131
AE-6F4 0,001119
AE-8A1 0,00344
AE-8A2 0,003235
AE-8A3 0,003437
AE-8A4 0,003557
AE-8B1 0,004186
AE-8B2 0,004388
AE-8B3 0,005065
AE-8B4 0,004682
AE-8C1 0,004688
AE-8C2 0,004459
AE-8C3 0,005455
AE-8C4 0,005875
AE-8C5 0,005897
AE-8D1 0,005195
AE-8D2 0,00437
AE-8D3 0,00322
AE-8D4 0,002421
AE-8E1 0,002075
AE-8E3 0,002426
AE-8E4 0,002441
AE-8F1 0,004011
AE-8F2 0,003689
AE-8G1 0,003582
AE-8G2 0,003794
AE-8G3 0,004387
AE-8H1 0,003676
AE-8H2 0,003364
continua
APÊNDICE A- Tabelas e informações petrofísicas
-138-
Continuação
Tabela A.7
1
- Valores de susceptibilidades magnéticas de amostras do
Pseudotaquilito (embasamento granítico soerguido - EGS).
AE-8H3 0,003984
AE-8H4 0,003182
AE-8I1 0,005818
AE-8I2 0,005403
AE-9B1 0,007578
AE-9B2 0,008365
AE-9B3 0,005757
AE-12A1 0,002921
AE-12A2 0,002554
AE-12A3 0,003046
AE-13A1 0,001886
AE-13A2 0,001903
AE-13A3 0,001607
AE-14A1 0,000705
AE-14A2 0,000963
AE-14A3 0,000906
AE-14C1 0,001859
AE-14C2 0,001655
AE-14C3 0,001457
AE-14C4 0,001481
AE-19C1 0,0024
AE-19C2 0,002215
AE-19C3 0,002262
AE-19D1 0,003525
AE-19D2 0,002057
AE-19D3 0,002173
AE-19D4 0,003069
AE-25A1 0,002212
AE-25A2 0,00252
AE-25A3 0,002291
AE-25B1 0,000265
AE-25B2 0,002574
AE-25B3 0,002422
AE-26C1 0,001474
AE-26C2 0,001725
AE-26C3 0,00175
AE-26D 0,003666
AE-26E 0,002984
AE-27C1 0,001779
AE-27C2 0,002607
AE-27C3 0,003188
AE-27C4 0,006617
AE-28A1 0,001533
continua
APÊNDICE A- Tabelas e informações petrofísicas
-139-
Conclusão
Tabela A.7
1
- Valores de susceptibilidades magnéticas de amostras do
Pseudotaquilito (embasamento granítico soerguido - EGS).
AE-28A2 0,001445
AE-28A3 0,002439
AE-29D1 0,003855
AE-29D2 0,003761
AE-29D3 0,003318
AE-29E1 0,003556
AE-29E2 0,003463
AE-29E3 0,00357
AE-29E4 0,003907
AE-30A1 0,003481
AE-30A2 0,003857
AE-30A3 0,00396
AE-30A4 0,00336
AE-30A5 0,00366
AE-30B1 0,001809
AE-30B3 0,001607
AE-33A1 0,001838
AE-33A2 0,001841
AE-33A3 0,001822
AE-34A1 0,000327
AE-34A2 0,000416
AE-34A3 0,000427
AE-34A4 0,000423
AE-34B1 0,000988
AE-34B2 0,001181
AE-34B3 0,000914
Valor de susceptibilidade média: 0,003 (SI).
(
1
) Dados cedidos pelo mestrando Elder Yokoyama, IAG/USP.
APÊNDICE A- Tabelas e informações petrofísicas
-140-
Tabela A.8
1
- Valores de susceptibilidades magnéticas de amostras do melt
(embasamento granítico soerguido - EGS).
Amostra Susceptibilidade (SI)
AE-21A1 0,001805
AE-21A2 0,002002
AE-21A3 0,001831
AE-21B1 0,004091
AE-21B2 0,003739
AE-21B3 0,001804
AE-21C1 0,000015
AE-21C2 0,005227
Valor de susceptibilidade média: 0,003 (SI).
(
1
) Dados cedidos pelo mestrando Elder Yokoyama, IAG/USP.
Tabela A.9
1
- Valores de susceptibilidades magnéticas de amostras da brecha
(embasamento granítico soerguido - EGS).
Amostra Susceptibilidade (SI)
AE-37A1 0,000683
AE-37A2 0,000762
AE-37B1 0,000889
AE-37B2 0,000406
AE-37B3 0,000831
AE-37C1 0,001433
AE-37C2 0,001744
AE-37C3 0,001554
AE-37D1 0,001935
AE-37D2 0,002289
AE-37D3 0,002351
AE-37E1 0,002390
AE-37E2 0,001509
AE-37E3 0,001474
AE-37F1 0,003137
AE-37F2 0,002739
AE-37F3 0,002508
AE-37G1 0,000569
AE-37G2 0,001101
AE-37G3 0,001427
AE-37H2 0,001055
AE-37H3 0,000972
continua
APÊNDICE A- Tabelas e informações petrofísicas
-141-
Conclusão
Tabela A.9
1
- Valores de susceptibilidades magnéticas de amostras da brecha
(embasamento granítico soerguido - EGS).
AE-37I1 0,001395
AE-37I2 0,001453
AE-38A1 0,000320
AE-38A2 0,000455
AE-38A3 0,000325
AE-38A4 0,000331
AE-38B1 0,000560
AE-38B2 0,000781
AE-38B3 0,000885
AE-38C1 0,001400
AE-38C2 0,000682
AE-38C3 0,000686
AE-38C4 0,000841
AE-38D1 0,000973
AE-38D2 0,001131
AE-38D3 0,001324
AE-40A1 0,001439
AE-40A2 0,001421
AE-40A3 0,001245
AE-40A4 0,001598
AE-40B1 0,001272
AE-40B2 0,001974
AE-40B3 0,001441
AE-40C1 0,001857
AE-40C2 0,001751
AE-40C3 0,001411
Valor de susceptibilidade média: 0,001306 (SI).
(
1
) Dados cedidos pelo mestrando Elder Yokoyama, IAG/USP.
Tabela A.10
1
- Valores de magnetização remanescente e razão de Koenigsberger
(embasamento granítico soerguido - EGS).
Amostra M
R
(SI) Dec(º) Inc(º) Q Litotipo
AE-1A2 3,21 358,5 -39,9 0,080197 X.S.
AE-1C1 6,99 348,9 -65,4 0,215343 X.S.
AE-2A2 97,2 119,3 54,4 3,338657 G
AE-2C3 62,1 236,3 -73,4 1,897912 G
AE-3A2 4,26 353,5 -32,9 0,079702 G
AE-4A2 2,09 18,2 -36,4 0,045258 G
AE-4C3 2,17 12,6 -26,2 0,063679 Pst
continua
APÊNDICE A- Tabelas e informações petrofísicas
-142-
Conclusão
Tabela A.10
1
- Valores de magnetização remanescente e razão de Konigsberger
(embasamento granítico soerguido - EGS).
AE-5A3 2,79 7,9 -31,1 0,080902 G
AE-5B3 2,38 143,1 -59,3 0,076842 G
AE-6B 0,815 4,1 -23,5 0,064411 G
AE6-C1 1,29 356,2 -27,7 0,061351 Pst
AE6-E4 9,01 290,8 -3 0,472362 Pst
AE7-A3 0,605 217,5 -81,4 0,021537 G
AE7-D3 2,01 10,5 -37,1 0,0489 G
AE8-A4 10,3 99,9 -6,5 0,155758 Pst
AE8-B4 56,1 109,7 -18,4 0,644509 Pst
AE9-A3 4,59 5,2 -37,3 0,069961 G
AE9-D4 3,88 1,8 -37,3 0,055625 G
AE10-A5 0,965 32,8 -26,3 0,042687 G
AE10-C5 1,63 29,7 -36,4 0,056348 G
AE11-A3 2,1 1 -32,6 0,065256 G
AE11-C4 1,45 10,8 -30,1 0,059629 G
AE12-A2 10,4 350,6 -24,3 0,219033 Pst
AE12-D4 9,7 317,5 -4,6 0,110706 Pst
AE13-A3 2,36 224,1 61,3 0,078994 Pst
AE13-C3 1,9 34,3 8,3 0,046645 G
AE13-C3 0,475 359,4 -40,8 0,388496 Pst
AE14-A3 6,54 256,9 0,8 0,19417 G
AE14-D3 17,8 8,3 -29,8 0,06379 G
AE15-A3 6,54 256,9 0,8 0,081783 G
AE15-A3 2,73 7,8 -41,3 0,0398 G
AE15-B3 2,79 6,8 -41,8 0,654732 G
AE16-C3 1,69 344,8 -38,5 1,621368 G
AE17-A3 29,7 177,3 56,8 0,024251 G
AE17-C3 63,3 59,4 -25,6 0,026355 G
AE18-A3 1,22 18 -38,5 1,673015 G
AE18-C4 1,05 5,3 -19,9 0,130451 Pst
AE19-A1 93,9 286,7 -6,1 0,070547 G
AE19-D3 5,27 296,8 4,2 0,046014 G
AE20-A3 3,81 0 -67,3 0,108401 M
AE20-C3 2,16 20,9 -53,4 0,03046 M
AE21-A3 3,69 9,8 -44,9 0,032533 G
AE21-C2 2,96 18,2 -47 0,04578 G
AE22-A2 2,51 4,3 -36,9 0,034836 G
M
R
: intensidade da magnetização remanescente;Dec:declinação magnética remanescente; Inc:
inclinação magnética remanescente; Q: Razão de Koenigsberger; X.S: xenólito de siltito; G:
granito; Pst: Pseudotaquilito; M:melt
Valor de magnetização remanescente médio: 9,20 A/m.
Valor da Razão de Koenigsberger médio: 0,22
(
1
) Dados cedidos pelo mestrando Elder Yokoyama, IAG/USP.
-143-
UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO
INSTITUTO DE ASTRONOMIA, GEOFÍSICA E CIÊNCIAS
ATMOSFÉRICAS-IAG.
APÊNDICE B
MODELOS GRAVIMÉTRICOS
São Paulo
2007
-144-
a)
b)
c)
d)
e)
f)
-145-
Figura B- Resultados dos modelamentos diretos realizados com os dados gravimétricos. De “a” até “o” modelos gerados ao longo dos perfis 1 a 14, respectivamente. A localização dos perfis é mostrada na Figura 6.1.
Fm. Aquidauana/G.Passa-Dois-2,36
Densidades (g/cm )
3
Fm. Ponta Grossa-2,36
Fm. Furnas-2,22
EGS-2,15
Embasamento-2,45
j) l)
m)
n) o)
-146-
UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO
INSTITUTO DE ASTRONOMIA, GEOFÍSICA E CIÊNCIAS
ATMOSFÉRICAS-IAG.
APÊNDICE C
MODELOS AEROMAGNÉTICOS
São Paulo
2007
-147-
a)
b)
c)
d) e) f)
g) h) i)
-148-
Figura C - Resultados dos modelamentos diretos realizados com dados aeromagnéticos. De “a”até “o” modelos gerados ao longo dos perfis 1 a 14, respectivamente. A localização dos perfis é mostrada na Figura 6.1.
Susceptibilidades magnéticas-k (SI)
Rochas Sedimentares- desprezível
EGS-0,0015
Embasamento-0,006
j)
l)
m)
n) o)
-149-
UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO
INSTITUTO DE ASTRONOMIA, GEOFÍSICA E CIÊNCIAS
ATMOSFÉRICAS-IAG.
APÊNDICE D
MODELOS MAGNÉTICOS TERRESTRES
São Paulo
2007
-150-
a) b) c)
d) e) f)
-151-
Figura D- Resultados dos modelamentos diretos realizados com dados magnéticos terrestres. De “a” até “i”, modelos gerados ao longo dos perfis 1 a 11, respectivamente. A localização dos perfis é mostrada na Figura
4.26.
Propriedades magnéticas (SI)
Rochas Sedimentares-k=desprezível
Brechas-k=0,0015
EGS-k=0,0015; M =0,5; inc=-40
R
o
Embasamento-k=0,006
k=susceptibilidade magnética
M =intensidade da magnetização remanescente
inc=inclinação remanescente
R
g)
h)
i)
j)
l)
-152-
UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO
INSTITUTO DE ASTRONOMIA, GEOFÍSICA E CIÊNCIAS
ATMOSFÉRICAS-IAG.
APÊNDICE E
MODELOS CONJUNTOS
AEROMAGNÉTICOS ASSOCIADOS A GRAVIMÉTRICOS
São Paulo
2007
-153-
a)
b)
c)
d)
e)
f)
-154-
Figura E - Resultados dos modelamentos diretos conjuntos realizados com os dados aeromagnéticos e gravimétricos. De “a”até “o” modelos gerados ao longo dos perfis 1 a 14, respectivamente. A localização dos perfis é
mostrada na Figura 6.1.
Fm. Aquidauana/G.Passa-Dois - d=2,36; k=desprezível
Propriedades físicas (SI)
Fm. Ponta Grossa-d=2,36; k=desprezível
Fm. Furnas-d=2,22; k=desprezível
EGS-d=2,15; k=0,0015
Embasamento-d=2,45; k=0,006
d=densidade(g/cm )
k=susceptibilidade magnética
3
j)
l)
m)
n)
o)
-155-
UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO
INSTITUTO DE ASTRONOMIA, GEOFÍSICA E CIÊNCIAS
ATMOSFÉRICAS-IAG.
APÊNDICE F
MODELOS CONJUNTOS
MAGNÉTICOS TERRESTRES ASSOCIADOS A
GRAVIMÉTRICOS
São Paulo
2007
-156-
a) b)
c)
d)
e) f)
-157-
Figura F- Resultados dos modelamentos diretos conjuntos realizados com dados magnéticos terrestres e gravimétricos. De “a” até “l”, modelos gerados ao longo dos perfis 1 a 11, respectivamente. A localização dos perfis
é mostrada na Figura 4.26.
Fm. Aquidauana/G.Passa-Dois - d=2,36; k=desprezível
Propriedades físicas (SI)
Fm. Ponta Grossa-d=2,36; k=desprezível
Fm. Furnas-d=2,22; k=desprezível
EGS-d=2,15; k=0,0015; M =0,5; inc=-40
R
o
Embasamento-d=2,45; k=0,006
d=densidade(g/cm )
k=susceptibilidade magnética
M =intensidade da magnetização remanescente
inc=inclinação remanescente
3
R
Brecha-
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