Imageamento magnetotelúrico

UNIVERSIDADE DE BRASLIA

INSTITUTO DE GEOCINCIAS

PROGRAMA DE PS-GRADUAO EM GEOLOGIA

ANDRA CRISTINA LIMA DOS SANTOS

TESE DE DOUTORADO N0 107

IMAGEAMENTO MAGNETOTELRICO DE

ESTRUTURAS DA LITOSFERA NA PORO SE

DA PROVNCIA BORBOREMA

Braslia - DF, 2012

i


IMAGEAMENTO MAGNETOTELRICO DE

ESTRUTURAS DA LITOSFERA NA PORO SE

DA PROVNCIA BORBOREMA.

Tese apresentada no Programa de Graduao em Geologia da Universidade de Braslia, Instituto de Geocincias, como pr-requisito para obteno do ttulo de Doutor em Geologia. rea de concentrao: Geofsica Aplicada Orientadores: Prof. Augusto Cesar Bittencourt Pires Prof. caro Vitorello

Braslia, 2012

ii

FICHA CATALOGRFICA

Santos, Andra Cristina Lima Imageamento Magnetotelrico de Estruturas da Litosfera na Poro SE da Provncia Borborema/ Andra Cristina Lima dos Santos; orientao de Augusto Cesar Bittencourt Pires e caro Vitorello, Braslia, 2012. 159p. : il. Doutor em Geologia (Dr) Universidade de Braslia, Instituto de Geocincias, 2012.

1. Litosfera 2. Sondagem Magnetotelrica 3. Inverso 2D. 4. Provncia Borborema.

iii


IMAGEAMENTO MAGNETOTELRICO DE ESTRUTURAS DA

LITOSFERA NA PORO SE DA PROVNCIA BORBOREMA.

Tese apresentada no Programa de Graduao em

Geologia da Universidade de Braslia, Instituto

de Geocincias, como pr-requisito para

obteno do ttulo de Doutor em Geologia.

rea de concentrao: Geofsica Aplicada

BRASLIA/DF, 23 de MARO de 2012.

iv

muito natural que tomemos nosso ponto de partida naquilo que nos mais prximo, ou seja, a natureza humana. E ao tratar da natureza do homem, pensamos na essncia do homem enquanto tal,

compreendendo o fato de ser ele pessoa." Edith Stein

Dedico este trabalho a vocs que amei e que sempre me incentivaram: Nelson do Santos,

Rose Marie, Anita Rosa e Maria Teresa (in memoriam)

E a vocs que tanto amo e que so meus pilares de sustentao:

Minha me (Odila) e meus irmos (Ana Cludia, Luiz Fernando e Jlio Cesar).

v

O segredo colocar-se a caminho sempre, num fazer-se e perfazer-se constantes, num empenho e aperfeioamento contnuos. (Frei Nilo Agostini)

AGRADECIMENTOS

Sei que do cu contei com o auxlio do meu Pai maior. Por isso toda a minha ao de

graas a Deus, a Jesus Cristo, a Nossa Senhora e aos meus amigos intercessores.

Este trabalho que fruto de um esforo conjunto acumulado nos ltimos cinco anos,

no poderia ter sido realizado sem o apoio de um grupo especial de pessoas e entidades que

passaram por minha vida. Talvez eu no consiga exprimir com palavras a ajuda que muitos

deram em pequenos ou durante todos os momentos. A relao que enumero a seguir tenta

contemplar todos aqueles que de alguma maneira contriburam de forma decisiva em algum

momento no transcorrer de cada uma das etapas vencidas durante o desenvolvimento desta

tese, para os quais, dirijo desde j, minha eterna gratido.

Minha maior gratido queles que sero sempre impulso e sentido de tudo: minha

famlia. Obrigada por compreenderem minhas ausncias necessrias. Dedico a vocs todo o

meu afeto, gratido e carinho. Vocs so minha histria de vida.

Ao presente de Deus que encontrei em Taubat, Cludio Matos. Obrigada pelo apoio

incondicional em todas as horas.

Ao meu grande incentivador e amigo Joo Bosco, Obrigada pelo estimulo e enorme

desvelo com que sempre me tratou.

Aos amigos queridos que fiz em Braslia (Geli, Leila, Loiane, Poliana, Glorinha,

Marta, Jlia, James, Ftima do IG, Meire, Luquinhas e Pe Svio) Jamais esquecerei o carinho

de vocs.

amizade, pacincia e apoio dos meus amigos de todas as horas: Naldo, Bruno,

Ualace, Emily, Ana, Hel, Cida, Suze, Gisele e Omar, Diego Simari, e os Pes. Joo, Miguel,

Cadu e Stefan. Obrigada pelo cuidado, mesmo que distncia. Sou grata pela dedicao,

amizade e carinho de vocs.

Pontifcias Obras Missionrias, pelo carinho com que sempre me receberam em

Braslia

Ao meu amigo Robson Monsueto, pela ajuda e todos os galhos quebrados no GIS.

Aos alunos e funcionrios do DGE/INPE (Paulo e Cssio, Fil, Dbora, Irani, Fbio,

Guilherme, Franciscana, Paula, Orlando, Jos Antnio e todos os tcnicos de campo do grupo

GEOMA). Obrigada pela presena sempre amiga. Jamais esquecerei o carinho de vocs.

vi

Aos Projetos Estudos geofsicos e tectnicos na Provncia Borborema, Nordeste do

Brasil /CNPQ (Projeto Milnio) e Estudo da estrutura da litosfera do Nordeste do Brasil

/CNPQ (INCT Tectnica), pelo apoio financeiro para o levantamento dos dados MT na

Provncia Borborema.

UnB (IG/LGA), CNPQ, INPE (GEOMA) que possibilitaram os meios acadmicos e

econmicos.

A minha querida turma de geologia UERJ/2006, pelo carinho, compreenso e

estmulo. Tudo ficou mais fcil depois que conheci vocs.

Ao amigo Marcos Banik, leitor arguto, amigo fiel.

A todos os amigos de So Jos dos Campos e Taubat que fizeram minha vida, aqui,

ficar bem mais alegre (Famlia Banik, Andreza, Lilica e Cris Reis). Obrigada por fazerem da

casa de vocs, extenso da minha.

Aos professores Naomi Ussami, Paulo de Tarso, Emanuele La Terra, Elton Dantas,

Jos Renato Nogueira, Mnica Heilbron, Roberta Vidotti e Jos Soares. Obrigada por estarem

sempre disponveis em ajudar.

Ao Marcelo Banik pelas contribuies dadas ao trabalho e principalmente pela

pacincia no aprendizado com o Linux e no processamento dos dados. Obrigada pela ateno

dedicada.

Meu profundo apreo aos mestres que colaboraram de forma inestimvel para a

construo desta obra: Antonio Padilha, Reinhardt Fuck e Mnica Von Huelsen. A vocs que

de uma forma mais intensa leram, criticaram, arguiram, e ajudaram na elaborao desta tese,

serei sempre grata.

Por fim, deixo registrado todo meu carinho e agradecimento aos meus orientadores

Augusto Cesar Bittencourt Pires e caro Vitorello. Obrigada por acreditarem no trabalho e

pela pacincia e carinho com que me conduziram do incio ao final desta Tese. Muito

obrigada.

vii

A f e a razo constituem como que as duas

asas pelas quais o esprito humano se eleva

contemplao da verdade. E no h motivo para

competio de nenhum tipo entre razo e f:

uma contm a outra, e cada uma tm seu campo

de ao. (Joo Paulo II, Fides et Ratio)

viii

RESUMO

No presente trabalho proposto um modelo geoeltrico da crosta e manto superior para a

poro SE da Provncia Borborema, regio Nordeste do Brasil. Para tal, foram coletados

dados magnetotelricos em 25 estaes de um perfil linear que corta transversalmente as

principais estruturas e terrenos da regio estudada. Os dados utilizados foram coletados com

instrumentao moderna, processados e modelados com as tcnicas mais avanadas

atualmente disponveis para a comunidade de estudos de induo eletromagntica no interior

da Terra. Para anlise quantitativa foi realizado inverso bidimensional (2D) das curvas de

resistividade e fase nas duas direes ortogonais (TE e TM). A anlise dos dados sugere a

presena de dois blocos geoeletricamente distintos na crosta e manto superior com uma

descontinuidade bem marcada na regio da Bacia Jatob e do Lineamento Pernambuco. O

trabalho apresenta um conjunto de evidncias que permite concluir que a crosta da Faixa

Sergipana e do macio Pernambuco-Alagoas (PEAL) foi significativamente estirada no

Cretceo, durante a abertura do Oceano Atlntico Sul. Aparentemente, o Terreno Alto

Moxot funcionou como regio de maior resistncia ao estiramento, fazendo com que o

afinamento crustal fosse mais expressivo nos subdomnios da poro SE do perfil. O

comportamento foi favorecido pela estrutura em profundidades litosfricas, que atribumos a

uma zona de sutura (Lineamento Pernambuco).

Palavras-chave: sondagem magnetotelrica, provncia Borborema, inverso bidimensional, litosfera.

ix

ABSTRACT

In the present work we propose a geoelectrical model of the crust and upper mantle in the SE

portion of Borborema Province, Northeast Brazil. Magnetotelluric data were collected at 25

stations obtained of a linear profile deployed perpendicularly to the main structures in the SE

portion of region studied. The data were collected and processed with modern instrumentation

and modeled with the most advanced techniques currently available for studies of

electromagnetic induction within the Earth. For the quantitative analysis was performed

inversion two-dimensional (2D) resistivity curves and phase in two orthogonal directions (TE

and TM). The analysis suggests that the lithosphere under the Faixa Sergipana and

Pernambuco-Alagoas (PEAL), SE portion of the profile) and the Alto Moxot terrain (NW

portion) are geoelectrically different within the middle and lower crust with a well marked

discontinuity in the region of the Jatob Basin and the Pernambuco Lineament. The data

supports the conclusion that the crust of Faixa Sergipana and PEAL was significantly

stretched in the Cretaceous, during the opening of the South Atlantic Ocean Apparently, the

Alto Moxot terrain worked as a region of higher resistance to stretch, causing the crustal

thinning was larger in the SE portion of the subdomains of the profile. The behavior was

favored by deep lithospheric structure, we attach a suture zone (Pernambuco Lineament).

Keywords: magnetotelluric soundings, Borborema province, inversion two-dimensional, lithosphere.

x

LISTA DE FIGURAS

Figura 1.1 - Mapa de localizao da rea de estudo. Compilado de: IBGE (2006); Jardim de S (1994)...................................................................................................................................21

Figura 2.3.1 - Fenmenos naturais geradores do campo eletromagntico natural. Destaque para o espectro de amplitude versus frequncia da variao do campo magntico, mostrando mnimo em torno de 1Hz. Modificada de Santos (2006). Os pontos negros correspondem a dados, a linha contnua a um modelo, EJE eletro jato equatorial e Sq - Variao diurna........................................................................................................................................25

Figura 2.3.2 - Espectro de energia do campo eletromagntico natural com suas respectivas fontes. Modificada de Pdua (2004).........................................................................................26

Figura 2.5.1.1 - Exemplo de grfico tpico de respostas MT da variao de resistividade (a) e fase(b) em funo do perodo. Dado bruto da estao 05b.......................................................35

Figura 2.5.2.1 - Rotao do tensor de impedncia Z................................................................37

Figura 2.6.2.1 - Modelo 2D Modo TE...................................................................................40

Figura 2.6.2.2 - Modelo 2D Modo TM..................................................................................40

Figura 2.8.1 - Resistividade eltrica em materiais da Terra. Modificada de Palacky (1987)........................................................................................................................................43

Figura 3.1 - Faixas dobradas e macios na provncia Borborema, segundo Almeida et al. (1976). LSPII - Lineamento Sobral Pedro II. LP - Lineamento Patos. LPE - Lineamento Pernambuco...............................................................................................................................48 Figura 3.2 - Domnios tectnicos da provncia Borborema, segundo Jardim de S (1994). FNC - Faixa Noroeste do Cear. DCC - Domnio Cear Central. FOJ - Faixa Ors-Jaguaribe. FSe - Faixa do Serid. FSC - Faixa Salgueiro-Cachoeirinha. DZT - Domnio da Zona Transversal. FRP - Faixa Riacho do Pontal. FS - Faixa Sergipana...............................................................49 Figura 3.3 - Compartimentao da provncia Borborema em domnios e terrenos tectono-estratigrfico, segundo Santos (1999, 2000). Domnio Mdio Corea: DMC - Terrenos no individualizados. Domnio Cearense: TAC - Terreno Acara. TCC - Terreno Cear Central, TBN - Terreno Banabui, TOJ - Terreno Ors-Jaguaribe, Domnio Rio Grande do Norte: TJC - Terreno So Jos de Campestre, TGJ - Terreno Granjeiro, TRP - Terreno Rio Piranhas, TSD - Terreno Serid. Domnio da Zona Transversal: TPB - Terreno Pianc-Alto Brgida, TAP - Terreno Alto Paje, TAM - Terreno Alto Moxot, TRC - Terreno Rio Capibaribe. Domnio Externo: TBS - Terreno Brejo Seco, TSE - Terreno Sergipano, TMO - Terreno Monte Orebe, TPO - Terreno Riacho do Pontal, TCM - Terreno Canind-Maranc, TPA - Terreno

xi

Pernambuco Alagoas. LT - Lineamento Transbrasiliano, LJT - Lineamento Jaguaribe-Tatajuba, LP - Lineamento Patos, LPE - Lineamento Pernambuco.........................................51 Figura 3.4 - Geologia simplificada da regio SE da provncia Borborema, com a localizao das estaes MT. O Domnio Marac-Poo Redondo separado em dois subdomnios. ZCM, ZCBMJ e ZCAMS so, respectivamente, zona de cisalhamento Macurur, Belo Monte-Jeremoabo e So Miguel do Aleixo. Modificado de Oliveira et al., (2010a)...........................52 Figura 4.1.1 - Mapa de localizao das sondagens MT disposto sob Geologia simplificada da regio SE da Provncia Borborema (modificado de Oliveira et al., 2010a).............................56 Figura 4.1.2 - Metodologia de levantamento das sondagens MT.............................................57

Figura 4.1.3 - Instalao de magnetmetro horizontal. Detalhe para o alinhamento do magnetmetro com o auxlio de bssola e linha de referncia feita com barbante estacas......58

Figura 4.1.4 - Instalao de magnetmetro vertical. Detalhe para o nivelamento do magnetmetro............................................................................................................................58 Figura 4.1.5 - Instalao de eletrodo. Detalhe para a disposio do eletrodo mergulhado na mistura de bentonita saturada em gua.....................................................................................59

Figura 4.1.6 - Programao de aquisio dos dados. Detalhe os cabos de conexo entre eletrodos, magnetmetros e o sistema central (estao Metronix GSM06)..............................59

Figura 4.2.1 - Fluxograma de pr-processamento de dados MT...............................................60 Figura 4.2.2 - Curvas de resistividade aparente e fase como exemplo do resultado do processamento e unio das bandas B, C e D. Dados da estao 01a........................................62 Figura 4.2.3 - Rudos 60 Hz e banda morta observados nas curvas de resistividade e fase. Dados da estao 02a................................................................................................................63 Figura 4.2.4 - Curvas de resistividade aparente e fase resultantes da estimativa pelo programa RHOPLUS sobrepostas a dados experimentais da estao 05a................................................65 Figura 4.3.1 - Pseudosseo da resistividade aparente do tensor de impedncias para a direo XY, utilizando dados medidos e corrigidos pelo mtodo RHOPLUS.......................................68 Figura 4.3.2 - Pseudosseo da resistividade aparente do tensor de impedncias para a direo YX, utilizando dados medidos e corrigidos pelo mtodo RHOPLUS......................................68 Figura 4.3.3 - Pseudosseo da fase do tensor de impedncias para a direo XY, utilizando dados medidos e corrigidos pelo mtodo RHOPLUS...............................................................69 Figura 4.3.4 - Pseudosseo da fase do tensor de impedncias para a direo YX, utilizando dados medidos e corrigidos pelo mtodo RHOPLUS...............................................................69

xii

Figura 4.3.5 - Curva de resistividade e fase para a estao 08a. A linha vertical preta assinala a transio entre a condies 1D para a poro mais rasa, e 2D/3D para maiores profundidades de sondagem......................................................................................................70

Figura 4.4.1 - Fluxograma de processamento de dados MT.....................................................71 Figura 4.5.1 - Grfico da disperso do skew em funo da frequncia.....................................73 Figura 4.5.2 - Grfico de dimensionalidade ao longo do perfil com base no skew em funo do perodo......................................................................................................................................73 Figura 4.6.1.1 - Exemplo do resultado da decomposio do tensor MT obtido com o tensor de impedncia medido, para estao 01a, onde XY o modo TE e YX o modo TM. A linha horizontal no grfico de erro um limite considerado aceitvel para a parametrizao (Groom et al., 1993). A cor azul representa valor positivo e a cor vermelha, valor negativo. Nesse caso, todos os parmetros esto variando livremente para todos os perodos..........................78 Figura 4.6.1.2 - Exemplo do resultado da decomposio do tensor MT obtido com o tensor de impedncia medido, para estao 01a, onde XY o modo TE e YX o modo TM. A linha horizontal no grfico de erro um limite considerado aceitvel para a parametrizao (Groom et al., 1993). A cor azul representa valor positivo e a cor vermelha, valor negativo. Nesse caso, o shear foi fixado em 5...................................................................................................78 Figura 4.6.1.3 - Resultado final da decomposio do tensor MT e o ajuste do modelo obtido com o tensor de impedncia medido, para estao 01a, onde XY o modo TE e YX o modo TM. A linha horizontal no grfico de erro um limite considerado aceitvel para a parametrizao (Groom et al., 1993). A cor azul representa valor positivo e a cor vermelha, valor negativo. O strike geoeltrico obtido para essa estao foi de 70..................................79 Figura 4.6.2.1 - Azimute dos strikes geoeltricos, plotados em barras azuis, sobre o mapa de estrutura de falhas do conjunto de dados de Bizzi, et al. (2001)..............................................81 Figura 4.7.1 - Comparao das pseudossees experimentais e tericas de resistividade aparente para os modos TM e TE.............................................................................................84 Figura 4.7.2 - Comparao das pseudossees experimentais e tericas da fase para os modos TM e TE....................................................................................................................................85 Figura 4.7.3 - Modelo de resistividades 2-D obtido pela inverso dos dados MT do perfil na poro SE da provncia Borborema (rms = 3.6).......................................................................87 Figura 4.7.4 - Dados de resistividade aparente e fase do modo TM observados do perfil analisado e as curvas de ajuste obtidas (linhas contnuas) para o modelo final de inverso 2D apresentado na figura 4.7.3. Os crculos abertos correspondem aos dados no utilizados na modelagem................................................................................................................................89 Figura 4.7.5 - Dados de resistividade aparente e fase do modo TE observados do perfil analisado e as curvas de ajuste obtidas (linhas contnuas) para o modelo final de inverso 2D apresentado na figura 4.7.3. Os crculos abertos correspondem aos dados no utilizados na modelagem................................................................................................................................91

xiii

Figura 5.3.1 - Profundidades mximas de investigao obtidas por tcnica heurstica para cada estao MT, sobrepostas ao modelo de resistividades 2D da provncia Borborema. Os traos pretos e verdes abaixo de cada estao indicam a profundidade mxima fornecida pela transformada de Niblett-Bostick, respectivamente para os modos TE e TM. A ausncia de algum dos traos abaixo de alguma estao indica que a profundidade de penetrao do sinal superior a 150 km......................................................................................................................95 Figura 5.4.1 - Modelo de resistividades 2D da Figura 4.7.3, sobreposto por um condutor perfeito a partir de 30 km de profundidade...............................................................................97 Figura 5.4.2 - Comparao de curvas tericas de resistividade aparente e fase com dados experimentais no modo TM para 3 estaes do perfil SE Borborema. Pontos correspondem aos dados experimentais, linha contnua ao resultado terico gerado pelo modelo da Figura 4.7.3 e linha tracejada ao resultado terico gerado pelo modelo da Figura 5.4.1.....................97

Figura 5.4.3 - Variao dos valores de rms em funo da profundidade do condutor perfeito para resistividade aparente e fase do modo TM nas estaes 04a, 08b e 12b. Observar que, para facilitar a visualizao dos resultados, o eixo de profundidade no est equiespaado.............................................................................................................................98 Figura 5.5.1 - Comparao das profundidades mximas de penetrao do sinal EM, sob o modelo 2D de inverso (Figura 4.7.3), dadas pela tcnica heurstica (preto) e pela tcnica emprica (cinza). Na tcnica heurstica usada a profundidade obtida pela transformada de Niblett-Bostick no modo TM e na tcnica emprica o efeito do condutor perfeito sobre a fase do modo TM............................................................................................................................101 Figura 5.5.2 - Comparao das profundidades mximas de penetrao do sinal EM, sob o modelo 2D de inverso (Figura 4.7.3), dadas pela tcnica heurstica (preto) e pela tcnica emprica (cinza). Na tcnica heurstica usada a profundidade obtida pela transformada de Niblett-Bostick no modo TE e na tcnica emprica o efeito do condutor perfeito sobre a fase do modo TE.............................................................................................................................102 Figura 6.1.1 - Vetores de Induo dos dados das 25 estaes amostrados para perodos de 0.02 s (a) e 0.2 s (b)..........................................................................................................................105 Figura 6.1.2 - Vetores de Induo dos dados das 25 estaes amostrados para perodos de 1.1 s (a) e 18 s (b).............................................................................................................................106 Figura 6.1.3 - Vetores de Induo dos dados das 25 estaes amostrados para perodos de 37 s (a) e 51s (b).............................................................................................................................107 Figura 6.1.4 - Vetores de Induo dos dados das 25 estaes amostrados para perodos de 205 s (a) e 410 s (b)........................................................................................................................108 Figura 6.2.1 - Modelo final de inverso 2D para a poro SE da provncia Borborema, utilizando a menor profundidade dada pelos modos TM e TE, com geologia simplificada (Oliveira et al., 2010a) e dados de refrao ssmica (Soares et al., 2011). LP Lineamento Pernambuco.............................................................................................................................117

xiv

Figura 6.2.2 - Esboo das estruturas geoeltricas do modelo apresentado, com geologia simplificada (Oliveira et al., 2010a) LP Lineamento Pernambuco. Os tracejados em verde representam regies condutoras, as linhas contnuas em azul esto relacionadas s regies resistivas e as linhas contnuas em vermelhas representam zonas de cisalhamento...............118 Figura 6.2.3 - Modelo de inverso 2D para a poro SE da provncia Borborema correlacionado com mapa geolgico simplificado da regio SE da Provncia Borborema, com a localizao das estaes MT. O Domnio Maranc-Poo Redondo separado em dois subdomnios. ZCM, ZCBMJ e ZCAMS so, respectivamente, zona de cisalhamento Macurur, Belo Monte-Jeremoabo e So Miguel do Aleixo. Modificado de Oliveira et al., (2010a)....................................................................................................................................119 Figura 6.2.4 - Modelo de inverso 2D para a poro SE da Provncia Borborema, correlacionado com mapa de anomalia Bouguer (Oliveira, 2008) e dados de refrao ssmica (Soares et al., 2011)................................................................................................................120

xv

LISTA DE TABELAS

Tabela 2.3.1.1 - Classificaes das micropulsaes em funo da faixa de perodos. Modificada de Jacobs (1970)....................................................................................................27

Tabela 2.8.1 - Resistividade dos sedimentos no consolidados e rochas sedimentares. Fonte: Modificada de Palacky (1987)..................................................................................................45 Tabela 4.2.1 - Tamanho das janelas usuais de processamento de acordo com frequncias de amostragem. Os valores representam nmeros de pontos a serem utilizados em cada janela, para se realizar o Dnff...............................................................................................................61 Tabela 5.4.1 - Profundidade em que os dados sentem a presena do condutor perfeito para as diferentes estaes e funes de transferncia MT...................................................................99

xvi

LISTA DE ANEXOS

Anexo I - Processamento Robusto - dados brutos coletados ao longo de duas campanhas realizadas para este trabalho. Cada estao apresenta um par de grficos mostrando resistividade aparente e fase para as componetes XY e YX...................................................135 Anexo II - Resultado final da decomposio do tensor MT e o ajuste do modelo obtido com o tensor de impedncia medido, para estao as 25 estaes, onde XY o modo TE e YX o modo TM.................................................................................................................................142 Anexo IIIa - Modelo de inverso (RMS 3.6) e curvas de respostas do modo TM, utilizados como dado de entrada para inverso final...............................................................................149 Anexo IIIb - Modelo de inverso (RMS 3.7) e curvas de respostas do modo TE, utilizados como dado de entrada para inverso final...............................................................................151 Anexo IV - Vetores de Induo dos dados das 25 estaes amostrados para perodos at 410 s...............................................................................................................................................153

xvii

LISTA DE SMBOLOS, NOMENCLATURA E ABREVIAES

A/m = Ampres por metro

A/m2 = Ampres por metro quadrado

C/m2 = Coulomb por metro quadrado

F/m = Farad por metro

H/m = Henri por metro

Hz = Hertz

nT = nanoTesla

SI = Sistema Internacional

T = Tesla

TE = Transverso Eltrico

TM = Transverso Magntico

V/m = Volts por metro

Wb/m2 = Weber por metro quadrado

.m = ohm metro

s = segundos

EM Mtodos Eletromagnticos

MT Mtodo Magnetotelrico

PEAL = Pernambuco-Alagoas

LP Lineamento Pernambuco

xviii

SUMRIO

1. INTRODUO............................................................................................................20 1.1. Objetivo......................................................................................................................22 2. APORTE TERICO.......................................................................................................23

2.1. Introduo..................................................................................................................23 2.2. O Mtodo Magnetotelrico.......................................................................................23 2.3. Natureza dos sinais MT.............................................................................................25 2.3.1. Micropulsaes....................................................................................................27 2.3.2. Variao Diurna (Sq), Vento Solar e Tempestades Solares................................28 2.3.3. Ressonncia de Shumann....................................................................................29 2.4. Princpios Fsicos do MT...........................................................................................29 2.4.1. As Equaes de Maxwell....................................................................................29 2.5. Funes de Tranferncia Magnetotelricas...............................................................32

2.5.1. O Tensor MT......................................................................................................32 2.5.2. Funo de Transferncia Geomagntica e Strike Geoeltrico............................36

2.6. Dimensionalidade das Estruturas da Terra................................................................38 2.6.1. Terra Unidimensional (1D).................................................................................38 2.6.2. Terra Bidimensional (2D)...................................................................................39 2.6.3. Terra Tridimensional (3D)..................................................................................41

2.7. Distores Galvnicas...............................................................................................42 2.8. Resistividade das Rochas..........................................................................................42

3. ARCABOUO GEOLGICO E GEOTECTNICO...................................................47 4. METODOLOGIA..........................................................................................................55 4.1. Aquisio de Dados MT............................................................................................55 4.2. Pr-Processamento dos Dados MT............................................................................60 4.3. Pseudo Seo.............................................................................................................66 4.4. Processamento dos dados MT...................................................................................71 4.5. Dimensionalidade das Estruturas..............................................................................72 4.6. Decomposio do Tensor Impedncia.......................................................................74

4.6.1. Determinao do Parmetros Groom Bailey.......................................................76 4.6.2. Definio do Strike Geoeltrico Regional..........................................................80 4.7. Inverso 2D...............................................................................................................82

5. PROFUNDIDADE DE INVESTIGAO DO MTODO MT.....................................92

5.1. Metodologia Heurstica: A Transformada de Niblett-Bostick..................................93 5.2. Metodologia Emprica: Efeito de um Condutor Perfeito em Grandes

Profundidades......................................................................................................................94 5.3. Resultado da Tcnica Heurstica...............................................................................95 5.4. Resultado da Tcnica Emprica.................................................................................96 5.5. Comparao do Resultados entre as Tcnicas heurstica e Emprica......................100

6. RESULTADOS E DISCUSSES................................................................................104 6.1. Vetores de Induo .................................................................................................104 6.2. Modelo Geoeltrico Bidimensional.........................................................................109

xix

6.2.1. Faixa Sergipana e Bloco Permanbuco-Alagoas (PEAL)...................................110 6.2.1.1. A Crosta nas Diferentes Unidades da Faixa Sergipana e do PEAL.............112

6.2.2. Bacia Jatob........................................................................................................113 6.2.3. O Lineamento Pernambuco e o Terreno Alto Moxot.......................................114

7. CONCLUSES E RECOMENDAES FINAIS......................................................121 8. REFERNCIAS BIBLIOGRFICAS.........................................................................123

Captulo I - Introduo

UnB/IG-LGA Tese de Doutorado, Santos A.C. L.

20

graa divina comear bem. Graa maior persistir na caminhada certa. Mas graa das graas no desistir nunca. (Dom Helder Cmara).

I INTRODUO

A provncia estrutural Borborema consiste em um complexo conjunto de blocos

crustais de diferentes idades, origem e evoluo, amalgamados durante o Ciclo Brasiliano.

Tal ciclo foi composto por uma srie de eventos tectono-orogenticos desencadeados no

final do Neoproterozico Superior, resultando na formao de unidades litoestruturais de

rochas magmticas, metamrficas e sedimentares consolidadas na crosta (Almeida, et al.,

1981). Ao longo dos anos, diversos autores vm contribuindo para um melhor

conhecimento do arcabouo geolgico e estrutural da provncia, sobretudo com base em

dados geoqumicos e geocronolgicos (Jardim de S, 1994; Melo, 2002; Brito Neves et al.,

2000, 2003; Medeiros, 2004; Meji, 2008, Van Schmus et al., 2008). No entanto a

complexidade tectnica do Nordeste, superimposta pela ruptura continental que separou

Amrica do Sul e frica e levou formao do Oceano Atlntico Sul, tem desafiado

inmeros pesquisadores ao longo dos anos na tentativa de compreender a estruturao e o

significado da compartimentao regional em termos de origem e evoluo da crosta

continental. O considervel nmero de segmentos geolgicos com caractersticas prprias,

reunidos em subdomnios e domnios, existentes na Provncia Borborema, apesar de

razoavelmente bem conhecidos e delimitados em superfcie, ainda no tiveram

estabelecidas a verdadeira natureza dos seus limites, especialmente quando representados

por importantes e extensas zonas de cisalhamento. Os subsdios adicionais propiciados por

levantamentos gravimtricos e aerogeofsicos tm sido insuficientes para estabelecer e

compreender a estrutura crustal do Nordeste do Brasil (Castro et al., 1998; Oliveira et al.,

2005; Oliveira, 2008; Oliveira et al., 2010).

O mtodo Magnetotelrico (MT) um mtodo geofsico utilizado para determinar

modelo geoeltrico da subsuperfcie terrestre dentro de intervalo de frequncias que variam

de 0,0001 a 1000 Hz. Por meio de medidas simultneas na superfcie da Terra das

variaes naturais dos campos eltrico (E) e magntico (H) possvel inferir a distribuio

da condutividade eltrica desde os primeiros metros da crosta at centenas de quilmetros

no manto superior. A utilizao do mtodo geofsico MT se apresenta como uma

ferramenta importante para o aprofundamento do conhecimento sobre os processos



21

dinmicos predominantes na litosfera sob a Provncia Borborema.

O escopo deste trabalho, inserido no projeto Estudos geofsicos e tectnicos na

Provncia Borborema, Nordeste do Brasil (MCT/CNPq, 42.0222/2005-7), financiado pelo

programa Institutos do Milnio e no subsequente Estudo da estrutura da litosfera do

Nordeste do Brasil (MCT/CNPq, 573713/2008-1) no mbito do Instituto Nacional de

Cincia e Tecnologia em Estudos Tectnicos (INCT-ET), INCT Tectnica, consistiu de

levantamento, processamento e interpretao de dados geofsicos magnetotelricos e

integrao com mapas geolgicos e gravimtricos em um perfil linear que corta

transversalmente as principais estruturas e terrenos na poro SE da Provncia Borborema

(Figura 1.1).

Figura 1.1. Mapa de localizao da rea de estudo. Compilado de: IBGE (2006); Jardim de S (1994).



22

1.1 Objetivo

A partir de estudos magnetotelricos, onde se insere esta pesquisa de doutorado,

pretende-se determinar a estrutura interna da litosfera na poro SE da provncia

Borborema. Para isso, buscou-se mapear a distribuio de condutividade eltrica na crosta

e manto superior ao longo do perfil posicionado ortogonalmente s direes estruturais

predominantes.

Captulo II Aporte Terico

UnB/IG-LGA Tese de Doutorado, Santos A.C.L.

23

II APORTE TERICO

2. 1 Introduo

Os mtodos geofsicos eletromagnticos compreendem tcnicas que visam estimar

a distribuio das propriedades eletromagnticas de estruturas em subsuperfcie. Tais

metodologias permitem estimar as condies geolgicas atuais por meio do contraste das

propriedades fsicas dos materiais presentes em subsuperfcie. Seus resultados podem ser

utilizados para o diagnstico ambiental, explorao de hidrocarbonetos e de gua

subterrnea, prospeco mineral ou geotectnica.

As propriedades eletromagnticas das rochas constituintes do interior da Terra

associadas a esses mtodos so a resistividade eltrica, a permeabilidade magntica e a

permissividade eltrica. Dentre essas propriedades, a resistividade quase sempre a que

mais contribui para as variaes na propagao do campo eletromagntico.

H vrios mtodos geofsicos que utilizam sinais eletromagnticos para sondar o

interior da Terra. A grande maioria desses mtodos faz uso de sinais artificiais como fonte

das variaes eletromagnticas, como por exemplo, o Ground Penetrating Radar (GPR) e

o Very Low Frequency (VLF). Contrariamente, o mtodo MT utiliza sinais naturais

originados das variaes do campo geomagntico. O objetivo desse captulo abordar de

forma sucinta os fundamentos do mtodo MT, princpios fsicos e processamentos de

dados, utilizados neste estudo.

2.2 O Mtodo Magnetotelrico

O MT um mtodo geofsico para estimar a distribuio da condutividade eltrica

no interior da Terra a partir da interpretao de medidas simultneas, efetuadas na

superfcie, das variaes temporais naturais dos campos geomagntico e geoeltrico

induzido. Proposta por Tikhonov (1950) e Cagniard (1953), a teoria do mtodo

magnetotelrico considera que as variaes temporais dos campos eltrico (E) e magntico

(H) naturais so devidas incidncia de ondas eletromagnticas planas que se propagam

verticalmente no interior da Terra. Tais variaes so causadas tanto por correntes eltricas

presentes na ionosfera e magnetosfera terrestre, onde so geradas ondas eletromagnticas

de frequncia relativamente baixa (abaixo de 1 Hz) que se propagam para a superfcie,



24

como por descargas eltricas atmosfricas (raios) que tambm produzem ondas

eletromagnticas, mas de frequncia mais alta (acima de 1 Hz). Ao alcanarem a

superfcie, essas ondas sofrem tanto refrao como reflexo. A maior parte da energia

refletida e somente uma pequena parte propagada para o interior da Terra. Essa pequena

parte induz correntes telricas em subsuperfcie.

medida que esse campo eletromagntico se difunde para o interior da Terra, ele

atravessa regies que apresentam mudanas de condutividade, as quais se correlacionam

com variaes litolgicas, mineralgicas, contedo de fluido, propriedades dieltricas,

permeabilidade, porosidade e salinidade. Quando o sinal eletromagntico encontra limites

com diferentes condutividades, campos secundrios so gerados e parte deles se propaga

de volta para a superfcie, trazendo informaes das mudanas relativas de condutividade

em subsuperfcie. Na interpretao dos dados MT, aps a aquisio dos dados no campo,

os sinais eletromagnticos obtidos no domnio do tempo so processados no domnio da

frequncia com a finalidade de se chegar s impedncias resistivas. Estas, por sua vez, so

interpretadas em termos da resistividade eltrica, como funo da posio e da

profundidade por meio de modelos unidimensionais, bidimensionais e tridimensionais. A

definio do tensor de impedncia eletromagntica (Z) se d pela relao entre as

componentes horizontais complexas dos campos eltrico e magntico em direes

mutuamente ortogonais.

O mtodo MT foi ganhando espao em diferentes aplicaes a problemas

geolgicos, tais como estudos cratnicos e de reconhecimento de estruturas profundas da

crosta, prospeco mineral, hidrogeologia e geotermia (e.g. Vitorello e Padilha, 1993;

Fischer e Masero, 1994; Menezes, 1996; Porsani, 1997; Travassos e Menezes, 1999;

Bologna, 2001; Lezaeta, 2001; Abreu, 2002; Lugo et al., 2002; Woldemichael, 2003;

Pdua, 2004; Castells, 2006; Jones et al., 2008).

A principal vantagem do mtodo consiste na capacidade de investigar tanto

estruturas profundas, quanto estruturas rasas sem o emprego de fontes artificiais. De

acordo com Vozoff (1972), a interpretao de profundidades baseada em dados MT

melhor estimada do que as baseadas em dados gravimtricos e magnticos. Atualmente o

mtodo vem sendo aplicado em domnio marinho para investigao da crosta ocenica

(Constable et al., 1998; Hoversten et al., 2000), e ainda tem sido largamente utilizado na

explorao de petrleo e fontes geotrmicas, em locais onde a ssmica mostra dificuldade

quanto ao imageamento (Hoversten et al., 1998; Key, 2003; Abarca, 2004; Jos, 2005).



25

2.3 Natureza dos sinais MT

O Campo Magntico Terrestre gerado pelas movimentaes de fludos metlicos

de alta condutividade no ncleo da Terra, que provocam correntes eltricas que induzem

um campo magntico (Kirchhoff, 1991). Este campo geomagntico no estvel,

apresentando constantes variaes temporais e espaciais. Tais variaes tm ampla gama

de perodos, desde fraes de segundos at milhes de anos. As variaes geradas no

prprio ncleo da Terra tm perodo muito longo, no sendo usadas pelo mtodo MT. Para

as frequncias na faixa de interesse do mtodo, entre 10-4 e 104 Hz, as fontes naturais

utilizadas esto associadas aos fenmenos de interao entre o vento solar e a

magnetosfera, e descargas eltricas de relmpagos, produzindo sinais eletromagnticos

conhecidos como esfricos, que ocorrem na atmosfera do planeta (Figura 2.3.1).

Figura 2.3.1. Fenmenos naturais geradores do campo eletromagntico natural. Destaque para o espectro de amplitude versus frequncia da variao do campo magntico, mostrando mnimo em torno de 1Hz. Modificada de Santos (2006). Os pontos negros correspondem a dados, a linha contnua a um modelo, EJE eletro jato equatorial e Sq - Variao diurna.



26

Os sinais medidos em frequncias inferiores a 1 Hz, correspondem a interao entre

o vento solar e as camadas do plasma que compem a ionosfera e a magnetosfera terrestre.

Os sinais de frequncias superiores a 1 Hz corresponde s ondas induzidas por relmpagos

e propagao de sua energia entre dois meios condutores: a base da ionosfera e a

superfcie da Terra (Figura 2.3.1). No intervalo entre aproximadamente 10-1 Hz e 1 Hz h

uma diminuio de energia no espectro, relacionada ao limite entre as duas fontes de

gerao do sinal. Este intervalo conhecido como banda morta, regio onde a intensidade

do campo geomagntico diminui sensivelmente sua energia. Alm disso, de acordo com

Padilha (1995), em baixas latitudes, como no Brasil, as variaes geomagnticas naturais

so bem mais fracas em decorrncia das caractersticas de propagao, principalmente das

pulsaes magnticas. Esse fato causa dificuldades adicionais na obteno de sinais

eletromagnticos com boa relao sinal/rudo para as medidas MT. A figura 2.3.2 apresenta

espectro de energia do campo eletromagntico natural e as respectivas fontes de sinal

utilizadas no mtodo MT: micropulsaes geomagnticas, variao diurna e ressonncias

de Schumann.

Figura 2.3.2. Espectro de energia do campo eletromagntico natural com suas respectivas fontes. Modificada de Pdua (2004).



27

2.3.1 Micropulsaes

As micropulsaes geomagnticas podem ser definidas como variaes

geomagnticas de baixa frequncia. So ocasionadas por ondas hidromagnticas na borda

da magnetosfera e no seu interior. Quando alcanam o limite inferior da ionosfera as ondas

hidromagnticas se transformam em ondas eletromagnticas, as quais so observadas na

superfcie terrestre como variaes dos campos magntico e eltrico. As micropulsaes

geomagnticas so classificadas de acordo com sua continuidade e perodo em dois grupos:

pulsaes contnuas ou regulares (Pc) e pulsaes irregulares ou impulsivas (Pi).

Descries da teoria referente origem das micropulsaes podem ser encontradas na

literatura (Jacobs, 1970).

As pulsaes irregulares (pi) so associadas fase crtica de subtempestades

eletromagnticas. O intervalo de perodo para essas pulsaes de 1 s a 150 s e o contedo

espectral denota uma banda larga. As pulsaes contnuas (pc) apresentam padro regular

de oscilaes, so pulsaes quase senoidais e classificadas como Pc1 a Pc5, na faixa de

perodos entre 0,2 s a 600 s. As pulsaes que esto dentro da faixa de perodos utilizados

esto relacionadas na tabela a seguir.

Tabela 2.3.1.1. Classificaes das micropulsaes em funo da faixa de perodos. Modificada de Jacobs (1970).

Pulsaes Contnuas Perodos (s)

Pc1 0.2 5

Pc2 5 10

Pc3 10 45

Pc4 45 150

Pc5 150 600

Pulsaes Irregulares Perodos (s)

Pi1 1 40

Pi2 40 150



28

2.3.2 Variao Diurna (Sq), Vento Solar e Tempestades Solares

O principal processo de formao de eltrons livres na ionosfera a fotoionizao

que consiste na absoro de radiao solar, predominantemente na faixa do extremo

ultravioleta e raios-X, por elementos atmosfricos neutros (Kirchhoff, 1991). Desta forma,

a estrutura da ionosfera fortemente influenciada pelas partculas carregadas do vento

solar que so comandadas pelo nvel de atividade solar.

Alm das variaes dirias e sazonais da atividade solar, existem tambm os ciclos

de longo perodo. Estes ciclos, com durao de aproximadamente 11 anos, esto associados

s ocorrncias de manchas solares e o aumento da produo de eltrons livres na ionosfera

proporcional ao nmero de manchas. Durante o perodo em que os dados utilizados neste

trabalho foram coletados (2007-2008) estava-se em um mnimo solar. Atualmente o Sol se

encontra em um perodo de mxima ocorrncia de manchas solares, iniciado no ano de

2011.

Como o mecanismo forador da ionizao das camadas que compem a ionosfera

a radiao solar, estabelece-se uma diferena de potencial entre o hemisfrio iluminado e o

hemisfrio no iluminado. Em conseqncia, geram-se fortes correntes eltricas entre os

dois hemisfrios, que produzem campos magnticos variveis ao longo do dia, conhecidos

por variao diurna. Essa variao do campo geomagntico com perodo de 24 h pode ser

conceitualmente decomposta numa componente solar expressa normalmente por Sq (solar

quiet) (Campell, 1997). Em condies normais (dias calmos) a variao diurna suave e

regular e tem uma amplitude de aproximadamente 20-80 nT, tendo o seu mximo nas

regies polares. Em alguns dias (dias perturbados) ocorrem variaes muito rpidas e de

grande amplitude (s vezes maiores que 1000 nT), chamadas tempestades magnticas.

Existem ainda anomalias do campo magntico, que surgem a partir de aumento diurno da

corrente eltrica em uma estreita faixa da ionosfera, de direo leste-oeste, centrada no

equador magntico e denominada eletrojato equatorial (EJE).



29

2.3.3 Ressonncia de Schumann

A ressonncia de Schumann constitui-se de uma srie de picos eletromagnticos de

frequncias extremamente baixas (ELF: extremely low frequency) do campo

eletromagntico da Terra. Os picos so correlacionados s caractersticas de propagao

entre a superfcie da Terra e a ionosfera de sinais originados de descargas eltricas. So

definidos a partir da razo da velocidade de propagao da onda pela distncia a percorrer

na cavidade ressonante, sendo calculados atravs da seguinte frmula:

d

ncf rs = (2.3.3.1a)

onde rsf a frequncia de ressonncia de Schumann, n o harmnico ( n = 1, 2,), c

a velocidade de propagao da energia eletromagntica (cerca de 300.000 km/s) e d a

circunferncia da Terra (cerca de 40.000 km).

O efeito ocorre porque o espao entre a superfcie da Terra e a ionosfera, neste caso

condutiva, atua como um guia de ondas, cujas dimenses so delimitadas. Assim

formado um tipo de cavidade ressonante para ondas eletromagnticas em ELF que so

excitadas naturalmente pela energia desprendida por meio de propagao dos relmpagos.

A frequncia de ressonncia fundamental de aproximadamente 7 Hz e seus harmnicos

superiores so em torno de 14, 20 e 24 Hz.

2.4 Princpios Fsicos MT

Os fundamentos e as frmulas relacionados teoria de induo eletromagntica

encontram-se bem descritas na literatura (Simpson e Bahr, 2005; Castells, 2006).

2.4.1 As Equaes de Maxwell

A teoria eletromagntica obedece a um conjunto de formulaes matemticas

denominadas equaes de Maxwell, que unificam os campos eltrico e magntico e podem



30

ser escritas da seguinte forma:

x E = -B / t (2.4.1.1a)

x H = J + D / t (2.4.1.1b)

. B = 0 (2.4.1.1c)

. D = (2.4.1.1d) As equaes (2.4.1.1a-d) so complementadas pelas equaes constitutivas:

D = E (2.4.1.2a) B = H (2.4.1.2b) J = E (2.4.1.2c)

Essas equaes constitutivas vinculam o comportamento do campo eletromagntico

com as caractersticas fsicas do meio onde: , , so os parmetros caractersticos do

meio em que as ondas se propagam e expressos como tensores em meios anisotrpicos,

podendo variar no tempo geolgico. No entanto, em estudos de induo, supe-se que o

meio seja isotrpico contnuo e se desconsidera qualquer dependncia temporal dos

parmetros constitutivos. Assim, para a crosta terrestre = o e = o.

As quantidades nas equaes (2.4.1.1a-d) e (2.4.1.2a-c) so expressas nas seguintes

unidades (SI):

- induo magntica [B] = T

- intensidade do campo magntico [H] = A/m

- intensidade do campo eltrico [E] = V/m

- deslocamento eltrico [D] = C/m2

- densidade da corrente eltrica [J] = A/m2

- densidade da carga [] = C/m3

- condutividade do meio [] = S/m

- permissividade dieltrica (espao livre) [o] = F/(36 x 109)m

- permeabilidade magntica (espao livre) [o] = 4 x 10-7H/m

Devido natureza das fontes EM utilizadas em MT e s propriedades dos materiais



31

da Terra e das profundidades investigadas, duas hipteses so consideradas:

A hiptese de onda plana: a corrente eltrica primria uma onda eletromagntica

plana que se propaga verticalmente em direo superfcie da Terra (direo z).

Uma aproximao de onda quase - estacionria: como o intervalo de frequncia nas

sondagens MT varia de 0,0001Hz a 1000Hz e as condutividades encontradas, para

quase a totalidade dos materiais geolgicos, encontrados na Terra, esto na faixa de

0.1 a 10000 .m (Haak e Hutton, 1986), as correntes de deslocamento (D / t),

podem ser negligenciadas em relao densidade da corrente eltrica (J)

(2.4.1.1b).

As solues das equaes de Maxwell para os campos EM podem ser expressas por

combinao linear dos termos harmnicos:

E = E0 . ei(t+kr) (2.4.1.3a)

B = B0 . ei(t+kr) (2.4.1.3b)

onde (rad/s) a frequncia angular das ondas eletromagnticas, t (s) o tempo, k e r

so vetor de onda e vetor de posio, respectivamente. Em ambas as expresses o primeiro

termo no expoente corresponde s oscilaes das ondas e o segundo termo representa a

propagao de ondas.

Atravs de manipulaes matemticas, por meio das expresses harmnicas dos

campos EM (2.4.1.3a-b) e suas relaes constitutivas (2.4.1.2a-c), considerando a hiptese

de uma onda quase - estacionria, as equaes de Maxwell podem ser reduzidas a:

x E = -io H Lei de Faraday (2.4.1.4a)

x H = E Lei de Ampre (2.4.1.4b)



32

As equaes acima demonstram que o campo magntico (H) variante no tempo

induz um campo eltrico (E), gerando uma corrente eletromagntica que se propaga no

interior da Terra (correntes telricas).

2.5 Funes de Transferncia Magnetotelricas

As funes de transferncia magnetotelricas ou respostas magnetotelricas so

funes que correlacionam as diferentes componentes do campo EM em uma determinada

frequncia. A razo entre os componentes ortogonais dos campos eltricos e magnticos

define um parmetro chamado impedncia de onda ou, simplesmente, impedncia do meio.

Tem uma dimenso de resistncia (). A difuso de uma onda plana a uma frequncia

particular depende somente das propriedades eltricas do meio. Portanto elas caracterizam

a distribuio de condutividade dos materiais em subsuperfcie de acordo com a frequncia

medida. As respostas MT utilizadas neste trabalho so: o tensor de impedncia MT (Z), em

forma de resistividade aparente e fase, e as funes de transferncias geomagnticas,

normalmente apresentadas em forma de vetores de induo (T). Esses dois parmetros, que

sero discutidos a seguir, constituem as principais grandezas usadas na interpretao de

dados MT (Vozoff, 1972).

2.5.1 O Tensor MT

A definio do tensor de impedncia eletromagntica (Z) se d pela relao entre as

componentes horizontais complexas dos campos eltricos (Ex, Ey) e magnticos (Hx, Hy),

em direes mutuamente ortogonais a uma dada frequncia (), em um nico local de

medida. A relao entre cada termo determinada pela equao:

( )( )

Y

X

E

E =

yx

xx

Z

Z

yy

xy

Z

Z

( )( )

Y

X

H

H (2.5.1.1a)

Assim, para cada frequncia esperado que um sistema linear seja expresso como:

Ex = ZxyHy + ZxxHx (2.5.1.2a)



33

Ey = ZyxHx + ZyyHy (2.5.1.2b)

ou simplesmente pela relao matricial:

HZE = (2.5.1.3a)

A partir do tensor de impedncias, as resistividades aparentes (a) e fases (ij)

podem ser calculadas para um intervalo grande de frequncias, usando as componentes das

transformadas de Fourier das sries temporais dos campos eltrico e magntico medidos no

campo. As variaes dos campos E e H so expressas em SI elas so determinadas,

respectivamente, pelas seguintes expresses:

2

0

ij

aij

Z= (2.5.1.4a)

{ ( )}{ ( )}

=

ij

ij

ijZ

Z

Re

Imarctan (2.5.1.5a)

onde a a dada em .m. Os ndices i e j representam as direes das coordenadas x e y,

respectivamente e Z a impedncia do meio.

A resistividade aparente fornece uma estimativa aproximada da resistividade real

em subsuperfcie, modulada pela frequncia de aquisio dos sinais. A fase de impedncia

(ou simplesmente fase), , consiste na diferena de fase da componente Zij. Ela fornece

informaes adicionais sobre a condutividade da estrutura. Em um semiespao isotrpico e

homogneo a fase da impedncia constante, igual a 45. Transies em profundidade de

uma regio mais resistiva para uma mais condutora fornecem fases superiores a 45,

enquanto fases inferiores a 45 aparecem nas transies de regies condutivas para

resistivas.

A penetrao dos sinais EM no interior da Terra depende do seu perodo de

oscilao e da resistividade do meio. A profundidade de penetrao desses sinais

expressa atravs da profundidade pelicular (), calculada como sendo a profundidade na



34

qual a amplitude do sinal natural reduzida em 1/e (aproximadamente 37%) de seu valor

inicial na superfcie. Para um semiespao homogneo dada por:

T

= 5002

(em metros) (2.5.1.6a)

onde a condutividade do meio, = 2 f, a frequncia angular, a permeabilidade

magntica, a resistividade do meio (em ohm.m) e T o perodo (em segundos).

Dessa forma, as ondas eletromagnticas penetram at maiores profundidades para

frequncias mais baixas e rochas com menor condutividade. Na prtica, porm, a

profundidade pelicular usada apenas como referncia para o amortecimento que os sinais

eletromagnticos sofrem ao se propagar em um meio condutor, pois o interior da Terra no

um semi-espao homogneo. Como consequncia, tcnicas alternativas tm que ser

consideradas para estimar a profundidade de propagao dos sinais utilizados por

diferentes mtodos EM e consequentemente os limites de confiabilidade dos modelos

derivados dos dados experimentais sobre a distribuio de condutividade eltrica.

As expresses (2.5.1.4a) e (2.5.1.5a) em conjunto com a expresso (2.5.1.6a),

fornecem os meios pelos quais se pode explorar a distribuio de condutividades no

interior da Terra. Como resultado de uma sondagem MT, obtm-se curvas de resistividade

aparente e fase em funo da frequncia (Figura 2.5.1.1) que so, posteriormente,

invertidas para fornecer resultados de variao da condutividade como funo da

profundidade atravs de algoritmos de inverso. Nesse procedimento, os resultados obtidos

experimentalmente para as funes de transferncia so comparados com aqueles gerados

teoricamente por modelos, geralmente 2D e 3D. Os parmetros do modelo (profundidade e

resistividade das diferentes camadas) so modificados at que se encontre um modelo

composto por possveis estruturas de condutividade que originariam os valores medidos na

superfcie. Maiores detalhes sobre o mtodo MT podem ser encontrados em Simpson e

Bahr (2005).



35

Figura 2.5.1.1. Exemplo de grfico tpico de respostas MT da variao de resistividade (a) e fase (b) em funo do perodo. Dado bruto da estao 05b.



36

2.5.2 Funo de Transferncia Geomagntica e Strike Geoeltrico

Como visto anteriormente, o tensor de impedncia Z uma entidade complexa que

depende da direo de aquisio e das propriedades geoeltricas de subsuperfcie no local

onde se adquirem os dados. O tensor Z e o vetor funo de transferncia geomagntica

constituem as principais grandezas usadas na interpretao de dados MT.

A funo de transferncia geomagntica, tambm conhecida como tipper (T) uma

grandeza vetorial complexa (com parte real e imaginria). Definido como a relao entre

os dois componentes verticais e horizontais do campo magntico (2.5.2.1a). Dele se obtm

os vetores de induo. Esses vetores, geralmente, so revertidos de modo que o vetor real

aponte para zonas condutoras (Vozoff, 1972).

Hz = Tx Hx + Ty Hy (2.5.2.1a)

Na frmula acima os elementos Tij so termos complexos devido ao fato de que

podem incluir deslocamento de fase. Para uma estrutura 2D alinhada na direo x

(rotacionado), a equao (2.5.2.2a) pode ser simplificada para:

Hz = TyHy (2.5.2.2a)

Na equao 2.5.2.2.a, T representa a inclinao do vetor H fora do plano

horizontal.

O strike geoeltrico consiste numa direo no qual a resistividade (ou

condutividade) eltrica no varia. No caso em que uma sondagem no feita no sistema

de eixos alinhados com a estrutura geoeltrica, possvel rotacionar matematicamente o

tensor medido por um ngulo de forma que os elementos tensoriais XX e YY se tornem

nulos, satisfazendo a relao de bidimensionalidade (Figura 2.5.2.1). O objetivo de

rotacionar o dado para o strike geoeltrico, uma forma de simplificar os clculos na

obteno do modelo geoeltrico.



37

Figura 2.5.2.1. Rotao do tensor de impedncia Z.

Considerando o ngulo (medido no sentido horrio a partir do eixo x) como o

ngulo entre os eixos de medida (x,y) e o strike verdadeiro, a rotao de E atravs de

determinar os componentes do campo E nos eixos principais de anisotropia(x,y), E.

=

=

y

x

y

x

E

E

sen

sen

E

E

cos

cos

= (2.5.2.3a)

ou na forma matricial:

E = RE (2.5.2.4a)

H = RH (2.5.2.4b)

o tensor Z rotacionado ser:

Z = RZRT (2.5.2.5a)

onde RT a transposta de R

RT =

cos

cos

sen

sen (2.5.2.6a)



38

Na prtica, usual apresentar o tensor (as respectivas curvas de resistividade

aparente e fase) numa direo que em cada frequncia maximize as componentes da

diagonal no principal do tensor (Zxy e Zyx) e, ao mesmo tempo, minimize as

componentes da diagonal principal (Zxx e Zyy) (Vozoff, 1991).

Identificar uma das direes principais com a direo do strike est sujeito a uma

ambiguidade de 90. Isso porque o ngulo de rotao pode estar tanto minimizando como

maximinizando os elementos da diagonal principal. A resoluo dessa indeterminao pode

ser feita a partir de informaes complementares geolgicas ou geofsicas. As funes de

transferncia magntica so teis nesse caso, pois, como descrito anteriormente, seus

vetores podem ser traados de modo que sua parte real aponte para as zonas mais

condutoras. Alguns autores fazem a opo por uma representao em que os vetores de

induo apontem para zonas mais resistivas. No entanto, de acordo com Vozoff (1972),

qualquer que seja a direo do vetor, em se tratando de uma estrutura 2D, o mesmo ser

perpendicular direo da estrutura geoeltrica, auxiliando assim na identificao do

strike.

2.6 Dimensionalidade das Estruturas da Terra

As respostas MT, teoria estudada no pargrafo 2.5 deste captulo, e em particular as

relaes entre seus componentes, esto reduzidas a expresses especificas, dependendo da

distribuio espacial da resistividade eltrica no meio estudado. Essas distribuies

espaciais so conhecidas como estruturas geoeltricas (dimensionalidades), e podem ser

classificadas como unidimensional (1D), bidimensional (2D) e tridimensional (3D). Um

aspecto importante da interpretao das informaes contidas nos dados MT o acesso

dimenso dessas estruturas, pois seu conhecimento condiciona a escolha da interpretao

quantitativa a ser realizada.

2.6.1 Terra Unidimensional (1D)

Uma Terra 1D aquela em que as resistividades variam somente com a

profundidade. Se a resistividade a mesma em qualquer direo, os campos EM so

mutuamente ortogonais e se acoplam linearmente pelo tensor de impedncia



39

eletromagntica (Z). Para o clculo das equaes de impedncia se utiliza como condio

de contorno a diminuio do campo com o aumento da profundidade. Assim as equaes

(2.5.1.2a-b) se reduzem a:

Ex = ZxyHy (2.6.1.1a)

Ey = ZyxHx = - ZyxHx (2.6.1.1b)

Isso porque em um ambiente 1D, os elementos diagonais do tensor de impedncia

sero nulos (Zxx = Zyy = 0) e os elementos no diagonais sero iguais (Zxy = - Zyx), ou

seja, possuem a mesma magnitude em todas as direes:

Z1D =

=

y

x

yx

xy

y

x

H

H

Z

Z

E

E

0

0 (2.6.1.2a)

O sinal negativo indica que as fases desse elemento se encontram no terceiro

quadrante ao invs do primeiro. Para um meio 1D, o tensor invariante em relao

operao de rotao, o que quer dizer que as curvas de a e (xy e yx), para esse

determinado meio, so iguais entre si e no dependem da orientao do referencial de

aquisio.

2.6.2 Terra Bidimensional (2D)

Em situaes bidimensionais (2D), onde a condutividade varia com a profundidade

e ao longo de uma das direes horizontais, os campos eltricos e magnticos podem ser

projetados em um sistema de eixos rotacionado, com os valores de impedncia principal,

Zxy' e Zyx', calculados com seus eixos paralelo e perpendicular ao "strike" da estrutura 2D.

Nessa situao, a propagao da onda eletromagntica no interior da Terra pode ser

separada em dois modos distintos: TE (transversal eletric) e TM (transversal magnetic).

No caso do modo TE, as correntes eltricas fluem paralelas ao strike eltrico da estrutura

geoeltrica. Nesse caso o campo Ex possui componente dependente somente do campo

magntico ortogonal a essa estrutura (Hy). No modo TM, as correntes eltricas fluem



40

perpendiculares ao strike eltrico da estrutura. Nesse caso, o campo Ey depende apenas de

Hx (Figuras 2.6.2.1 e 2.6.2.2).

Figura 2.6.2.1. Modelo 2D Modo TE.

Figura 2.6.2.2. Modelo 2D Modo TM.

Em um meio 2D (com strike ), os dados adquiridos em um determinado

referencial de coordenadas podem no estar alinhados ao longo do strike, uma vez que essa

direo muito raramente conhecida com preciso no campo. Nesse caso, o tensor Z

expresso no referencial de aquisio pode ter todos os elementos diferentes e no nulos

(Zxx Zxy Zyx Zyy 0). No entanto, quando o tensor rotacionado e a nova direo



41

coincide com o strike, as novas componentes secundrias se anulam, Zxx = Zyy = 0, e Zxy

Zyx reduzindo o tensor a:

Z2D =

=

=

=

y

x

y

x

y

x

yx

xy

y

x

H

H

TM

TE

E

E

H

H

Z

Z

E

E

0

0

0

0 (2.6.2.1a)

Como Zxy Zyx , tambm sero diferentes as respostas MT para os modos TE e TM.

Enquanto o modo TM mais sensvel s estruturas mais superficiais e situadas sob o perfil

de medidas, o modo TE tende a sentir mais as estruturas profundas, alm de ser mais

afetado por estruturas fora do perfil. No entanto, de acordo com Berdichevsky et al.,

(1998), para uma melhor interpretao e maior confiabilidade em relao condutividade

do meio investigado, ideal que se faa uma anlise bimodal de TE e TM.

2.6.3 Terra Tridimensional (3D)

Em um ambiente 3D onde a resistividade varia nas trs direes x, y e z, todos os

elementos do tensor impedncia (Z) so no nulos e diferentes entre si, no sendo possvel

encontrar uma direo para o qual os elementos diagonais se anulem.

Z3D =

=

y

x

yyyx

xyxx

y

x

H

H

ZZ

ZZ

E

E (2.6.3.1a)

Na realidade as estruturas geolgicas possuem sempre alguma variao

tridimensional, sendo que algumas situaes so mais caractersticas desses ambientes,

como por exemplo: cadeias de montanhas em grande escala e intruses magmticas. O

tratamento do problema de induo de estruturas 3D tem sido discutido por diversos

autores, utilizando tcnicas como diferenas finitas, elementos finitos e equaes integrais

(Jones e Vozoff, 1978; Ting e Hohmann, 1981; Mackie e Madden, 1993; Siripunvaraporn

et al., 2005). Em algumas situaes geolgicas possvel fazer uma interpretao geofsica

de dados 3D aproximados para modelos 2D (Ledo et al., 2002; Ledo, 2005).



42

2.7 Distores Galvnicas

Distores galvnicas so efeitos produzidos por heterogeneidades de corpos

superficiais ou variaes topogrficas. Os dois principais efeitos so classificados como

distores galvnicas e distores indutivas (Jiracek, 1990).

As distores galvnicas so causadas pelo acmulo de cargas superficiais nas

interfaces dos contrastes de resistividade, se existir uma componente do campo eltrico na

direo da variao da condutividade (resistividade) eltrica, gerando um campo

secundrio que se somar vetorialmente ao campo primrio, conduzindo a distoro do

campo eltrico. Um exemplo tpico o deslocamento esttico (static shift), causado por

estruturas geolgicas rasas e heterogneas. Nesse caso as curvas de resistividade aparente

so deslocadas para valores maiores ou menores por um fator real e constante

desconhecido, independente da frequncia, sem afetar a fase (Simpson e Bahr, 2005).

Dentre os vrios mtodos de correes das distores galvnicas, o de Groom e Bailey

(1989) o mais utilizado, embora no seja empregado no caso das distores galvnicas.

2.8 Resistividade das Rochas

O conhecimento, a priori, das propriedades eltricas dos materiais que compem o

meio fundamental para a interpretao de dados MT. Define-se condutividade como a

capacidade relativa de determinados materiais conduzirem eletricidade quando uma tenso

a eles aplicada. A resistividade eltrica caracteriza-se pela resistncia oferecida por um

material em conduzir fluxos de corrente eltrica. Nos materiais da Terra esses parmetros

variam em mais de sete ordens de grandeza (Figura 2.8.1a). Dentre todos os parmetros

geofsicos, a resistividade eltrica (ou seu inverso, a condutividade eltrica) um dos mais

sensveis a variaes de composio qumica e temperatura de materiais geolgicos, sendo

particularmente sensvel presena de fluidos (gua mineralizada), distribuio e

quantidade deste fluido, salinidade, porosidade, temperatura e presso (Jones, 1992).



43

Figura 2.8.1. Resistividade eltrica em materiais da Terra. Modificada de Palacky (1987).

A conduo eletroltica se d na crosta terrestre a pequena profundidade comparada

com as profundidades de outros tipos de conduo. aquela ocorrida nos poros,

interstcios e fraturas das rochas preenchidas por fluidos, j que a maioria dos minerais

formadores de rocha so praticamente isolantes. Muito embora a conduo eletroltica

possa variar sua magnitude de um tipo de rocha para outro, isto no significa que este seja

um parmetro caracterstico da rocha capaz de identific-la, o que quer dizer que no se

pode identificar o tipo de rocha apenas com a magnitude de conduo. Analogamente,

rochas diferentes dentro de uma formao podem ter condutividades similares, no

permitindo diferenci-las. Quanto mais porosa, inconsolidada, fraturada for a rocha, maior

ser sua condutividade, pois h uma probabilidade maior desta rocha conter gua

mineralizada em seus interstcios. Da mesma forma, quanto mais compactada for a rocha,

menor ser sua condutividade pelo motivo inverso.

Quando secas, as rochas so praticamente isolantes. No entanto, uma pequena

quantidade de fluido pode diminuir significativamente a resistividade do material. Nesses

casos, a condutividade total descrita por uma relao emprica entre a gua mineralizada



44

contida na rocha e sua condutividade. conhecida como Lei de Archie, que

simplificadamente pode ser pode ser escrita da seguinte forma:

T = W -n (2.8.1a)

onde T a condutividade da rocha, W a condutividade dos fludos contidos nos poros,

a porosidade e o expoente n um parmetro derivado empiricamente variando de 1,3 a 2,2.

De acordo com Hermance (1979), a condutividade total de um volume elementar

representativo do interior da Terra pode ser descrita em termos de dois mecanismos: (i)

condutncia pela matriz, sendo esta matriz uma rocha ou um mineral, e (ii) condutncia por

fluidos em fraturas, poros e juntas. Em nveis crustais rasos, por exemplo, em bacias

sedimentares, a condutncia mais provavelmente gerada pela presena de uma fase

aquosa nos interstcios, enquanto que em nveis crustais mais profundos, por exemplo, em

terrenos metamrficos, a condutncia mais comumente associada presena de grafita

e/ou minerais sulfetados (Jones, 1992).

Com o incremento da profundidade, a porosidade e a permeabilidade decrescem

devido ao aumento da presso; a condutividade eletroltica deixa de ser eficiente, dando

lugar a semiconduo, que em grandes profundidades o tipo de conduo mais eficiente.

A semiconduo se d atravs de minerais (comumente silicatos) e caracterizada pela

condutividade eltrica crescente, exponencialmente com o aumento da temperatura, dada

pela equao de Arrhenius:

() = 0 e-A/k (2.8.2a)

onde a condutividade, T a temperatura absoluta, k aconstante de Boltzmann, 0 a

constante dependente da presso e A a constante dependente da composio. Dessa forma,

a condutividade eltrica aumenta com a temperatura e decresce com a presso.

A resistividade eltrica de sedimentos no consolidados e de rochas sedimentares

varia em funo da presena de gua e argila. A porosidade relativamente alta (10-20%) e

consequente saturao em gua com elevada concentrao de ons fazem os sedimentos

mais condutivos que as rochas sedimentares (Tabela 2.8.1). No entanto sedimentos

arenosos e cascalhos podem apresentar-se muito resistivos se a saturao em gua for

baixa ou se o fluido possuir caractersticas resistivas (Palacky, 1987).



45

Tabela 2.8.1. Resistividade dos sedimentos no consolidados e rochas sedimentares. Fonte: Modificada de Palacky (1987).

Sedimentos Resistividade (.m)

Argila 5 150

Cascalho 480 900

Marga 12 70

areia (vales) 360 1500

areia (dunas) 6200 7700

Rochas Sedimentares

Argilito 74 840

Conglomerado 200 13000

Dolomita 700 2500

Grauvaca 400 1200

Calcrio 350 6000

Arenito 1000 4000

Xisto 20 2000

Ardsia 340 1600

Rochas sedimentares tendem a ter porosidade e grau de saturao em gua

relativamente altos, o que resulta em baixas resistividades, porm, sob certas

circunstncias, a resistividade pode alcanar valores prximos superiores a 1000 .m

(Figura 2.8.1). O embasamento cristalino sob o pacote sedimentar tende a ter porosidade

muito baixa (



46

aumentar gradualmente com a profundidade em funo do aumento da temperatura, sendo

especialmente sensvel s condies encontradas no topo da astenosfera pelo

favorecimento da interconexo entre material parcialmente fundido.

Em maiores profundidades a conduo metlica passa a ser dominante. Ela se d

atravs dos eltrons livres. Essa conduo caracterstica do ncleo, No entanto convm

destacar que esse tipo de conduo no exclusivo de grandes profundidades, visto a sua

possibilidade de ocorrncia em pequenas profundidades, em corpos mineralizados, como

por exemplo, em regies com alta concentrao de grafita.

Captulo III - Arcabouo Geolgico e Geotectnico


47

III ARCABOUO GEOLGICO E GEOTECTNICO

Nos ltimos anos tem ocorrido intenso debate sobre os modelos geolgicos mais

adequados que possam explicar a complexidade tectnica do Nordeste do Brasil, na tentativa

de compreender a estruturao e o significado da compartimentao regional em termos de

origem e evoluo da crosta continental. A complexidade observada na Provncia Borborema

foi superimposta pela ruptura continental que separou Amrica do Sul e frica e levou

formao do Oceano Atlntico Sul.

Caracterizada inicialmente por Almeida et al., (1976, 1977, 1981), a Provncia Borborema

foi definida como um complexo mosaico de blocos crustais, amalgamados, em consequncia

de processos geolgicos que tiveram sua finalizao na Orogenia Brasiliana/Panafricana (700

a 450 Ma) como o ltimo evento orognico na regio. A Orogenia Brasiliana foi composta por

uma srie de eventos tectono-orogenticos, desencadeados no final do Neoproterozico,

resultando na formao de unidades litoestruturais de rochas magmticas e sedimentares

consolidadas na parte superior da crosta. Neste domnio, so caractersticos o volumoso

plutonismo granitide e as importantes zonas de cisalhamento de idade

neoproterozica/brasiliana (Medeiros, 2004).

Estudos de diversos autores foram relevantes para o conhecimento estrutural da Provncia

Borborema (Brito Neves, 1975; Almeida et al., 1976; Santos e Brito Neves, 1984). Tais

autores subdividiram a Provncia em vrios segmentos (Figura 3.1), incluindo faixas de

dobramentos ou faixas supracrustais (regies com predominncia de rochas

metassedimentares e metavulcnicas proterozicas) e macios medianos (exposies do

embasamento gnissico-migmattico, de idade arqueana a paleoproterozica (Medeiros,

2004). Com a evoluo dos conhecimentos, a Provncia passou a ser apresentada como o

resultado da ocorrncia e superposio de mais de uma orognese ao longo do tempo, e sua

complexidade tectnica foi atribuda aglutinao de terrenos alctones de origens diferentes,

separados por grandes zonas de cisalhamento (Jardim de S et al., 1992; Jardim de S, 1994)

A Regio de Dobramentos Nordeste pode ser claramente identificada na Plataforma Sul-

Americana com os seguintes limites: ao norte e a leste com oceano Atlntico, ao sul o Crton

do So Francisco e a oeste com o Crton So Luiz e a Bacia do Parnaba.

Determinaes geocronolgicas (K-Ar; Rb-Sr) indicaram que o evento

Brasiliano/Panafricano estaria superposto a ciclos orogenticos mais antigos em alguns

setores da Provncia (Brito Neves, 1975). Na opinio de muitos pesquisadores as formaes



48

supracrustais da Provncia Borborema sofreram tectonismo policclico acompanhado de

magmatismo policclico (Jardim de S et al., 1988). Estudos recentes utilizando

determinaes radiomtricas (idades modelo Sm-Nd; idades U-Pb e Rb-Sr), indicaram

ocorrncia de evento orognico designado Cariris Velho (idade ~1100 Ma), na provncia

Borborema (Jardim de S, 1994; Van Schmus et al., 1995).

Figura 3.1. Faixas Dobradas e Macios na Provncia Borborema, segundo Almeida et al., (1976). LSPII - Lineamento Sobral Pedro II. LP - Lineamento Patos. LPE - Lineamento Pernambuco.

Com objetivo de aperfeioar o modelo de evoluo geotectnica, Santos et al., (1984)

utilizaram a designao de Faixa de Dobramentos Nordeste e subdividiram a Provncia em

diferentes domnios estruturais. Corroborando ou complementando propostas anteriores,

Jardim de S (1994) esboou zoneamento geotectnico em faixas metasupracrustais e

domnios geolgicos mais complexos (Figura 3.2). Com a evoluo dos conhecimentos,

Santos (1995) introduziu o modelo de terrenos tectonoestratigrficos, apoiando-se no conceito

de terrenos alctones, desenvolvido na Cordilheira Americana. No modelo proposto, a

Provncia passou a ser apresentada como o resultado da ocorrncia e superposio de mais de

uma orognese ao longo do tempo, Cariris Velhos (incio do Neoproterozico, em torno de 1,0



49

Ga) e Brasiliana (final do Neoproterozico, em torno de 0,6 Ga), e sua complexidade

tectnica foi atribuda aglutinao de terrenos alctones de origens diferentes, separados por

extensas zonas de cisalhamento.

Figura 3.2. Domnios Tectnicos da Provncia Borborema, segundo Jardim de S (1994). FNC - Faixa Noroeste do Cear. DCC - Domnio Cear Central. FOJ - Faixa Ors-Jaguaribe. FSe - Faixa do Serid. FSC - Faixa Salgueiro-Cachoeirinha. DZT - Domnio da Zona Transversal. FRP - Faixa Riacho do Pontal. FS - Faixa Sergipana.

Do ponto de vista tectono-estratigrfico, com base em dados isotpicos (mtodos U/Pb e

Sm/Nd), a provncia Borborema abrange trs grandes domnios denominados Setentrional,

Transversal e Meridional (Van Schmus et al., 1995; Brito Neves et al., 2003), os quais

correspondem, segundo Jardim de S (1994), a uma colagem de domnios litotectnicos

menores delimitados por falhas e por extensos lineamentos (Patos e Pernambuco) brasilianos

de trend E-W (Figura 3.3).

Na regio setentrional situada a norte do Lineamento Patos, incluindo o centro e noroeste

do Cear, observam-se os domnios Mdio Corea, Cear Central, Ors-Jaguaribe e Faixa

Serid, separados por importantes zonas de cisalhamento. A regio central, ou Domnio da

Zona Transversal, delimitada pelos lineamentos Patos e Pernambuco. Contm vrios

Documents

Imageamento magnetotelúrico