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INPE-7996-TDI/749
MINISTÉRIO DA CIÊNCIA E TECNOLOGIA
INSTITUTO NACIONAL DE PESQUISAS ESPACIAIS
CONTRIBUIÇÃO AO ESTUDO DO ARCABOUÇO ESTRUTURAL
DA ÁREA DO RIO TAPAJÓS, BACIA DO AMAZONAS, ATRAVÉS
DA ÁNALISE INTEGRADA DE DADOS DE TOPOGRAFIA,
GEOLOGIA, MAGNETOMETRIA, GRAVIMETRIA E
SENSORIAMENTO REMOTO
Rosângela Buzanelli Torres
Dissertação de Mestrado em Sensoriamento Remoto orientada pelos Doutores Liu
Chang Chiang e Fernando Pellon de Miranda, aprovada em 17 de agosto de 1998.
INPE
São José dos Campos
2000

528.711.7 : 551.243.8 (811.3)
TORRES, R. B.
Contribuição ao estudo do arcabouço estrutural da
área do rio Tapajós, Bacia do Amazonas, através da análise
integrada de dados de topografia, geologia, magnetometria,
gravimetria e sensoriamento remoto / R. B. Torres.
- São José dos Campos: INPE, 1998.
153p. - (INPE-7996-TDI/749).
1.Rio Tapajós. 2.Amazônia (região). 3.Bacia sedimentar.
4.Mapeador Temático (Landsat-5). 5. Propriedades
estruturais (geologia). 6.Campos gravitacionais. 7.Análise
quantitativa. 8.Campos magnéticos. I.Título.

Candidato (a) : Rosângela Buzanelli Torres
Aprovado pela Banca Examinadora em
cumprimento a requisito exigido para a
obtenção do Título de Mestre em
Sensoriamento Remoto.
São José dos Campos, 17 de agosto de 1998.

A minha mãe, Maria
Aos músicos deste planeta azul, em especial Alceu Valença
Ao meu pai, Ary

AGRADECIMENTOS
Registro aqui meus agradecimentos a todos que contribuíram direta ou
indiretamente para a realização deste trabalho.
À PETROBRÁS e ao INPE, por terem viabilizado a realização deste trabalho e
aos orientadores, Dr. Liu Chang Chiang e Dr. Fernando Pellon de Miranda.
Aos colegas de mestrado e funcionários do INPE envolvidos direta ou
indiretamente neste trabalho, especialmente Etel, Ísis, Valéria, Júlio e Joaquim.
Aos colegas da PETROBRÁS / CENPES, E&P-AM/GEINT e E&P-
GEREX/GEINOF, pelas valorosas discussões.
Aos colegas da PETROBRÁS / E&P-BC / GEXP / GEOMAR e GEINT.
Aos colegas da Petrobrás/Revap, especialmente Ester e Galliotte.
Ao Dr. Nilo Azambuja, pelo inestimável e fundamental apoio e incentivo.
Muito especialmente, agradeço aos colegas e amigos Benedito Souza (Bené) e
João Bach (Xico).
À minha família e a meus amigos, especialmente Roseli, Edton, Tânia, Help,
Flávia, Carmo, Armando, Socorro e Bunahum, pelo incentivo e apoio
constantes.
A Celso Hilário Raffaelli (in memorian).

RESUMO
O objetivo deste trabalho foi investigar as feições estruturais expressas em
imagens de sensoriamento remoto e dados geofísicos na região do Rio
Tapajós (Bacia do Amazonas), com ênfase nos eventos tectônicos ocorridos
após a deposição da Formação Alter do Chão, de idade Cretáceo-Terciária.
Para tal, realizou-se o estudo de lineamentos com base na fotointerpretação de
imagens Landsat-5/TM, utilizando também recursos de processamento digital
de imagens e técnicas de geoprocessamento. Os materiais utilizados foram
imagens Landsat-5/TM, cartas topográficas, dados de métodos potenciais
(magnetometria e gravimetria), mapas gerados pela interpretação de dados de
sísmica de reflexão e mapas morfoestruturais. O processamento digital de
imagens melhorou sobremaneira a apresentação dos dados, o que permitiu a
extração de informações com mais detalhes. Os recursos de
geoprocessamento possibilitaram a análise integrada dos dados e o
estabelecimento de suas relações espaciais, realizados a partir da construção
de um banco de dados georreferenciados. Esta análise integrada mostrou um
padrão coerente na distribuição espacial de estruturas em diferentes níveis
estratigráficos na bacia, permitindo a proposição de um modelo tectônico que
explica a gênese de vários “trends” mapeados na superfície através do
sensoriamento remoto. Pôde-se, desta forma, propor a atuação na área de
estudo de uma tectônica “wrench” dextral, com direção principal de
deslocamento N80E, posterior à deposição da Formação Alter do Chão.

CONTRIBUTION TO THE KNOWLEDGE OF THE STRUCTURAL
FRAMEWORK OF THE TAPAJOS RIVER AREA, AMAZONAS BASIN,
THROUGH THE INTEGRATION OF DIGITAL REMOTE SENSING,
GEOLOGY, TOPOGRAPHY, MAGNETOMETRY AND GRAVIMETRIC DATA
ABSTRACT
The objective of this research is to investigate structural features using remote
sensing images and geophysical data in the Tapajós river region (Amazon
sedimentary basin), with emphasis on events that took place after the
deposition of the Alter do Chão Formation (Cretaceous-Tertiary). The research
was based mostly on digital manipulation of Landsat-5/TM images, gravimetric
and magnetometric data, and topographic, seismic and morphostructural maps.
Digital image processing improved the presentation of data this providing
suitable means for the generation of new geologic information. Geoprocessing
procedures allowed on integrated data analysis and a better understanding of
their spatial and genetic relationships. This approach led to the identification of
spatial and genetic relationships between structures in different stratigraphic
levels in the basin, high lighting the tectonic influence of several trends mapped
by remote sensing. The use of the proposed methodology made possible to
establishe a dextral wrench tectonics trending N80E in this portion of the
Amazon Basin, after the deposition of the Alter do Chão Formation.

SUMÁRIO
LISTA DE FIGURAS .....................................................................................
LISTA DE TABELAS .....................................................................................
CAPÍTULO 1 - INTRODUÇÃO ..................................................................... 21
CAPÍTULO 2 - GEOLOGIA .......................................................................... 25
2.1 Breve Histórico ................................................................................... 25
2.2 Arqueano e Proterozóico ...................................................................... 26
2.3 Fanerozóico ......................................................................................... 29
2.3.1 Origem da Bacia do Amazonas ........................................................... 29
2.3.2 Evolução tectono-sedimentar ............................................................. 30
2.3.3 Arcabouço tectono-estrutural ............................................................... 31
2.3.4 Magmatismo básico ............................................................................ 36
2.3.5 Tectonismo Cretáceo e Terciário ......................................................... 38
CAPÍTULO 3 - MATERIAIS E MÉTODOS ................................................... 43
3.1 Materiais ........................................................................................... 43
3.2 Caracaterísticas dos dados utilizados e tratamentos preliminares .... 45
3.2.1 Sensoriamento Remoto .................................................................... 45
3.2.1.1 Dados dos sensores orbitais do Satélite Landsat-5 .......................... 47
3.2.2 Dados Geofísicos .............................................................................. 51
3.2.2.1 Gravimetria ........................................................................................ 51
3.2.2.2 Magnetometria ................................................................................... 56
3.2.3 Mapa Morfoestrutural ........................................................................ 65
3.3 Métodos ............................................................................................ 65
3.3.1 Fotointerpretação .............................................................................. 68
3.3.1.1 Estudo de lineamentos ..................................................................... 68

3.3.1.2 Métodos e critérios de extração de lineamentos ............................... 69
3.3.1.3 Classificação de lineamentos ........................................................... 70
3.3.2 Sistema de Informações Geográficas ............................................... 74
3.3.2.1 Banco de dados ................................................................................ 75
3.3.2.2 Conversões e manipulações ............................................................. 77
3.3.2.3 Integração digital de dados ............................................................... 81
CAPÍTULO 4 - ANÁLISE DOS DADOS ......................................................... 87
4.1 Dados de Sensoriamento Remoto - lineamentos .........................87
4.2 Dados Geofísicos ............................................................................ 108
4.2.1 Gravimetria ...................................................................................... 108
4.2.2 Magnetometria ..................................................................................112
4.2.2.1 Análise quantitativa .......................................................................... 112
4.2.2.2 Análise qualitativa ............................................................................ 114
4.3 Análise integrada dos dados ............................................................. 125
CAPÍTULO 5 - CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES .............................. 137
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS .......................................................... 141

LISTA DE FIGURAS
Pág.
1.1 - Localização da área de estudo. Composição colorida Landsat
5/TM: banda 5 (Red), banda 4 (Green), banda 3 (Blue) ...................... 22
1.2 - Mapa geológico da área de estudo ..................................................... 24
2.1 - Carta estratigráfica da Bacia do Amazonas ..................................... 27
2.2 - Estudo integrado dos eventos pré-cambrianos e fanerozóicos na
região amazônica .............................................................................. 33
2.3 - Arcabouço estrutural interpretado através de sísmica de reflexão
ressaltando o tectonismo terciário .................................................... 42
3.1 - Porção do espectro eletromagnético mais utilizada para sensoria
mento remoto dos recursos naturais e alguns sensores associados.
Comportamento espectral dos alvos mais comuns na super-
fície: 1- água; 2- vegetação; 3- solo (a). Comportamento espectral
de uma planta fotossinteticamente ativa (b) ................................. 48
3.2 - Mosaico de imagens Lansat-5/TM das cenas 227-62 e 227-63
(órbita ponto), adquiridas em 18/07/88, em composição colorida
(RGB), onde banda 5 (R), banda 4 (G), banda 3 (B) ........................ 52
3.3 - Mapa base da malha irregular dos dados de gravimetria .................. 55
3.4 - Campo Magnético da Terra ............................................................... 57
3.5 - Grades integradas do Campo Magnético Total Anômalo continua-
das 2000 m para cima e reduzidas ao pólo ........................................ 63
3.6 - Fluxograma de processamento dos dados aeromagnetométricos ...... 64
3.7 - Mapa morfoestrutural e lineamentos ENE sobre o mapa geológico ... 66
3.8 - Fluxograma simplificado da metodologia ............................................. 67
3.9 - Mapa total de lineamentos superimposto à imagem Landsat-5/TM
em composição colorida (5R 4G 3B). Os lineamentos foram extraí
dos a partir da análise visual monoscópica em imagens Landsat-5
/TM, nas bandas 4 e 5 ....................................................................... 71
3.10- Roseta mostrando a distribuição estatística das direções dos

lineamentos retilíneos (comprimento absoluto) com intervalos de
classe de 10 graus de azimute .......................................................... 72
3.11- Imagens de topografia (a), gravimetria (b) e magnetometria (c), re
duzida ao pólo e continuada 2000 m para cima, expressas em níveis
de cinza .................................................................................. 78
3.12 - Imagens de topografia (a), gravimetria (b) e magnetometria (c -re
duzida ao pólo e continuada 2000 m para cima) colorizadas
através de Look Up Tables (LUT) .................................................... 80
3.13 - Imagens do Campo Magnético Total Anômalo (reduzido ao pólo e
continuado 2000 m para cima) iluminadas de norte, 0 graus e de
leste, 90 graus ................................................................................... 85
4.1 - Lineamentos retilíneos sobrepostos ao mapa geológico ................... 88
4.2 - Lineamentos curvilíneos sobrepostos ao mapa geológico. Notar
concentração na região do embasamento, caracterizando tais fei
ções como as mais antigas .................................................................. 89
4.3a- Lineamentos N10-20E sobrepostos ao mapa geológico ..................... 91
4.3b- Lineamentos N10-20E sobrepostos à imagem topográfica. Obser
var condicionamento do Rio Tapajós a esta direção e sua concen
tração nos altos topográficos da Fm. Alter do Chão ........................... 92
4.4a- Lineamentos N45-55E e N40-50W sobrepostos ao mapa geológi
co. Notar a distribuição praticamente restrita à Fm. Alter do Chão .......94
4.4b- Lineamentos N45-55E sobrepostos à imagem topográfica. Notar o
condicionamento do Rio Curuá-Una e do Rio Moju, bem como a
distribuição restrita à porção norte da área de estudo ........................ 95
4.5a- Lineamentos N75-85E sobrepostos ao mapa geológico .................... 96
4.5b- Lineamentos N75-85E sobrepostos à imagem topográfica. Obser
var o condicionamento do relevo nas encostas desenvolvidas em
rochas paleozóicas e do embasamento, bem como o aspecto rugo
so que confere à topografia da Fm. Alter do Chão ............................. 97
4.6a- Lineamentos N10-20W e N75-85W sobrepostos ao mapa
geológico ............................................................................................ 98

4.6b- Lineamentos N10-20W sobrepostos à imagem topográfica. Notar
o condicionamento de um trecho do Rio Tutuí e sua ampla distri
buição na área de estudo .................................................................. 99
4.7 - Lineamentos N40-50W sobrepostos à imagem topográfica. Notar
distribuição praticamente restrita à porção norte da área (Fm. Alter
do Chão) .......................................................................................... 100
4.8 - Arcabouço estrutural mapeado pela sísmica (Travassos e Barbosa
Filho, 1990) sobreposto ao mapa geológico, mostrando uma falha
transcorrente dextral com orientação E-W, bem como falhas
transcorrentes, anticlinais e falhas reversas com direção geral NE ....103
4.9 - Campo Magnético Total Anômalo (reduzido ao pólo e continuado
2000 m para cima) iluminado de leste, mostrando a coincidência
entre os lineamentos magnéticos NE/NW (branco) e os lineamen
tos NE/NW extraídos da imagem de satélite (preto) .......................... 104
4.10- Lineamentos retilíneos filtrados sobre mapa geológico e o elipsói
de de deformação aplicado ao modelo de tectônica “wrench” dex
tral com direção principal de deslocamento N75-85E ......................... 106
4.11- Direções de tensão horizontal máxima obtidas através da análise
de “breakouts” em poços na Bacia do Amazonas e Solimões. Na
área de estudo os três poços (1-TU-1-PA, 1-SP-1-PA, 1-BR-1-PA)
apontam resultados de compressão para NW ................................... 107
4.12- Imagem e contorno do Campo Gravimétrico (Bouguer) com a loca
lização dos perfis modelados. Notar os dois altos gravimétricos
pronunciados ................................................................................... 110
4.13- Perfis modelados através do GM-SYS/GEOSOFT, com parâme
tros definidos por Nunn e Aires (1988). As profundidades estima
das para as intrusões são de cerca de 15 km (a) e 8 km (b) para
os corpos a oeste e leste, respectivamente (Fig. 4.12), o que é
confirmado pela modelagem leste-oeste (c). Notar o ótimo ajuste
dos valores medidos além do baixíssimo erro estimado ................... 111

4.14- Análise quantitativa através do espectro de potência da grade
Santarém Leste. Os “slopes” fornecem profundidades de fontes a
cerca de 0,1 km; 0,5 km; 7,0 km; 20,0 km .......................................... 113
4.15- Imagem do Campo Magnético Total Anômalo com contorno (redu
zido ao pólo econtinuado 2000 m para cima). Notar a distribuição
do conteúdo de freqüências e o caráter alongado aproximada
mente EW das feições na porção central da área .............................. 115
4.16- Províncias magnéticas individualizadas de acordo com padrões
de similaridade e conteúdo de freqüências e respectivas amplitu
des, com sobreposição das isólitas de diabásio e dos poços da
área ................................................................................................. 116
4.17- Lineamentos magnéticos sobrepostos ao mapa de províncias. A
província P1 concentra grande número de lineamentos; P2 con
centra predominantemente lineamentos de menor extensão; P3
apresenta menor densidadede lineamentos. A análise comparati
va de P4 não será realizada por terem sido seus dados diferente
mente processados ............................................................................ 119
4.18- Sobreposição dos mapas geológico (temático-linhas) e de pro
víncias magnéticas (temático-colorido) ............................................. 120
4.19- Mapa de profundidades de fontes modelado no GRIDEPTH/
GEOSOFT sobreposto à imagem do Campo Magnético Total Anô
malo (reduzido ao pólo e continuado 2000 m para cima). Modela
gem realizada para falhas ................................................................ 122
4.20- Lineamentos magnéticos sobrepostos à imagem do Campo Mag
nético Total Anômalo (reduzido ao pólo e continuado 2000 m para
cima) iluminada de leste para oeste (90 0 ). Notar as grandes exten
sões dos lineamentos com “trend” EW ............................................. 123
4.21- Roseta mostrando a distribuição estatística das direções dos linea
mentos magnéticos (comprimento absoluto), com intervalos de
classe de 10 0 de azimute ................................................................. 124
4.22- Sobreposição dos mapas dos campos Magnético Total Anômalo

(reduzido ao pólo e continuado 2000 m para cima, colorido) e gra
vimétrico (Bouguer - contorno), mostrando a coincidência dos
respectivos altos ............................................................................... 126
4.23- Sobreposição do arcabouço estrutural (mapeado por sísmica) à
imagem do Campo Magnético Total Anômalo (reduzido ao pólo e
continuado 2000 m para cima). Observar a grande coincidência
entre a zona de deformação terciária (anticlinais e falhas reversas)
e o grande alto magnético .................................................................. 128
4.24- Sobreposição do arcabouço estrutural (mapeado por sísmica) à
imagem do Campo Gravimétrico (Bouguer). Observar a grande
coincidência entre a zona de deformação terciária (anticlinais e
falhas reversas) e a região dos altos gravimétricos .......................... 129
4.25- Sobreposição do mapa morfoestrutural (vetorial) à imagem do Cam
po Magnético Total Anômalo (reduzido ao pólo e continuado 2000 m
para cima). Notar a coincidência entre as morfoestruturas e as re
giões magneticamente mais perturbadas, além do condicionamento
de várias morfoestruturas a lineamentos magnéticos ....................... 130
4.26- Sobreposição dos mapas morfoestrutural e de arcabouço estrutural
sísmico (vetoriais) à composição colorida do Landsat-5/TM. Notar as
várias coincidências das estruturas interpretadas e mapeadas pelos
dois métodos: morfoestruturas com dobras e falhas; linhas de forma
com linhas de charneiras ................................................................. 131
4.27- Mapas de isópacas de sal e do arcabouço estrutural sísmico (veto
riais) sobrepostos à imagem do Campo Magnético Total Anômalo
(reduzido ao pólo e continuado 2000 m para cima) ............................ 132
4.28- Mapas de isópadas de sal e do arcabouço estrutural sísmico sobre
postos à imagem do Campo Gravimétrico (Bouguer) ........................ 133
4.29- Mapa sísmico de profundidade do embasamento sobreposto à ima
gem do Campo Magnético Total Anômalo (reduzido ao pólo e conti
nuado 2000 m para cima). Observar o reflexo das estruturas do
embasamento no campo magnético (pontos A, B, C, D, e E). Com

parar com as Figuras 4.9 e 4.20 ........................................................ 135

LISTA DE TABELAS
Pág.
3.1 - Imagens TM Landsat-5 utilizadas no trabalho ..................................... 44
3.2 - Características espectrais e espaciais do sensor TM do satélite
Landsat- 5 ......................................................................................... 49
3.3 - Características dos Levantamentos Aeromagnetométricos ............... 60
3.4 - Análise estatística da direção dos lineamentos com intervalos de
classe de cinco graus ......................................................................... 73
3.5 - Categrorias correspondentes à entrada de dados no SGI .................. 76
4.1 - Sistemas de lineamentos retilíneos ..................................................... 90
4.2 - Poços na área e profundidades do diabásio ...................................... 117

CAPÍTULO 1
INTRODUÇÃO
As técnicas de sensoriamento remoto e de geoprocessamento têm sido
crescentemente aplicadas para estudos geológicos, academicamente ou na
indústria mineral e petrolífera. Nesta dissertação, utilizou-se o sensoriamento
remoto para uma pesquisa com ênfase no mapeamento e na interpretação de
lineamentos (fotoleitura, fotoanálise e fotointerpretação). Foram também
utilizadas técnicas de processamento digital de imagens e de
geoprocessamento para promover a integração de dados geomorfológicos,
geológicos e geofísicos, visando obter novas informações sobre o arcabouço
estrutural da área de estudo, através da utilização dos “softwares” Sistema de
Tratamento de Imagens e Sistema de Informações Geográficas (SITIM/SGI) do
Instituto Nacional de Pesquisas Espaciais (INPE) / Engespaço.
A área de estudo abrange uma parte da Bacia do Amazonas, está inserida na
floresta amazônica e se localiza no Estado do Pará, entre as coordenadas
planas norte 9501000 m - 9724000 m e leste 666305 m - 834000 m, Meridiano
Central de 57 0 W (Figura 1.1). As cidades de Santarém, Alter do Chão, Aveiro,
Belterra e Agrovila Presidente Médici são os principais núcleos urbanos na
área, que é atravessada pelas rodovias Cuiabá-Santarém e Transamazônica.
21

666305
9724000
0
04 30' S
0
55 30' W
0
Rio Cupari
Aveiro
35km
22
Belterra
Rodovia Cuiabá-Santarém
Agrovila Pres.
Médici
Rio Moju
0
MC=57
Santarém
W
Rio Tutui
Rio Curuá Una
Rodovia Tranzamazônica
0
54 00' W 0
02 30' S
834000
9501000
Fig. 1.1 - Localização da área de estudo. Composição colorida Landsat-5/TM:
banda 5 (Red), banda 4 (Green), banda 3 (Blue).

A Bacia do Amazonas abrange as áreas sedimentares anteriormente
denominadas como bacias do Baixo e do Médio Amazonas, sendo limitada ao
norte pelo Escudo das Guianas, ao sul pelo Escudo Brasileiro, a leste pelo
Arco de Gurupá e a oeste pelo Arco de Purus, que a separa da Bacia do
Solimões (referida no passado como Bacia do Alto Amazonas). Tal bacia vem
sendo estudada desde o século XIX. Entretanto, não obstante toda a pesquisa,
muitas dúvidas ainda permanecem sobre sua origem e evolução tectonoestrutural,
ensejando a contínua realização de trabalhos científicos nesta vasta
e complexa região. Afloram na área rochas pré-cambrianas a cenozóicas,
sendo utilizados nesta dissertação como base cartográfica geológica (Figura
1.2) os mapas elaborados pelo Projeto RADAMBRASIL (Araújo et al., 1976 e
Santos et al., 1975).
Esta dissertação tem por objetivo investigar as feições estruturais da área de
estudo através da análise e integração digital de dados de sensores remotos
(sensor Thematic Mapper do satélite Landsat-5), topográficos, geológicos e
geofísicos (magnetometria e gravimetria), com destaque para os eventos
ocorridos após a deposição da Formação Alter do Chão (de idade cretácea a
terciária).
23

666305
9724000
CP
OS
0
Rio Ta p a jó s
D
pC
35km
T
Legenda:
MC 57 W
0
24
834000
Quaternário
Terciário (Fm. Alter do Chão)
Eojurássico (intrusivas básicas)
Devoniano
Ordoviciano/Siluriano
Proterozóico Médio/Superior
Arqueano / Proterozóico Inferior
9501000
Fig. 1.2 - Mapa geológico da área de estudo.
FONTE: Petrobrás / E&P-AM, modificado de Santos et al. (1975) e Araújo
et al . (1976).
JKp
pCp

2.1 BREVE HISTÓRICO
CAPÍTULO 2
GEOLOGIA
As primeiras investigações geológicas sistemáticas na Bacia do Amazonas
foram desenvolvidas por Derby (1877), Evans (1906), Paiva (1929) e Moura
(1938), citados por Wanderley Filho (1991). Tais autores descreveram e
caracterizaram várias unidades litológicas como resultado do reconhecimento
geológico realizado ao longo dos principais rios da região. As bases para a
primeira coluna estratigráfica foram fornecidas por Oliveira e Leonardos (1943),
Petri (1952) e Odoni (1953), citados por Wanderley Filho (1991).
Vários mapeamentos de campo, realizados principalmente ao longo dos rios,
foram refinando a estratigrafia e registrando elementos estruturais adicionais
da citada bacia. Em particular, na região do Rio Tapajós, alguns autores tais
como Silva (1951, 1957), Kremer (1956), Krause (1957), Leite (1958),
Freydanck (1957) citado por Bemerguy (1964) e Caputo et al. (1971)
desenvolveram e aprimoraram a estratigrafia da área, estabelecendo uma
coluna base, do Siluriano ao Paleoceno-Pleistoceno.
Os trabalhos se intensificaram a partir da década de 1970, com o incremento
da pesquisa petrolífera e com a elaboração das cartas geológicas ao
milionésimo do Projeto RADAMBRASIL, amplificando sobremaneira o
conhecimento geológico da região (Wanderley Filho, 1991).
Caputo et al. (1971) definiram três grandes ciclos deposicionais no Paleozóico;
Caputo et al. (1972), citados por Wanderley Filho (1991), revisaram o conteúdo
litológico do acervo de dados então existente e promoveram um
aperfeiçoamento da coluna litoestratigráfica da bacia. Até o momento, a carta
25

estratigráfica da Bacia do Amazonas mais atualizada foi elaborada por Cunha
et al. (1994), Figura 2.1.
A origem e evolução tectônica da bacia foram discutidas por vários autores,
sendo Rezende (1971) um dos primeiros a questionar a alegada ausência de
tectonismo modificador na bacia. Os trabalhos sobre a região, abrangendo o
Proterozóico e/ou o Fanerozóico, tratam, em geral, de períodos geológicos e
eventos tectônicos específicos, assumindo destaque o trabalho de síntese de
Wanderley Filho (1991), que aborda a evolução da bacia do Proterozóico ao
Terciário.
2.2 ARQUEANO E PROTEROZÓICO
Segundo Amaral (1974), a Plataforma Amazônica apresenta um
desenvolvimento complexo, com expressiva consolidação após o grande
episódio magmático-metamórfico Transamazônico. Cordani et al. (1979)
definiram para a região uma província geocronológico-estrutural denominada
Amazônia Central e três cinturões móveis (Maroni-Itacaiunas, Rio Negro-
Juruena e Rondoniano).
26

Fig. 2.1 - Carta estratigráfica da Bacia do Amazonas
Fonte: Modificado de Cunha et al. (1994, p. 50)
27

Hasui et al. (1984) propuseram a existência na Amazônia de vários blocos
crustais, compostos por granitóides e “greenstone belts”, que se articulam
através de cinturões de rochas de alto grau metamórfico, caracterizados por
anomalias gravimétricas lineares e por domínios magnéticos fortemente
perturbados. Subjacentes às bacias do Amazonas e Solimões, ocorrem,
segundo tais autores, os cinturões Madeira e Médio-Baixo Amazonas, cuja
evolução envolveu soerguimento de rochas densas da base da crosta, através
de zonas de cisalhamento com caráter cavalgante. Esse processo de
imbricação e articulação de blocos no Arqueano resultou no espessamento da
crosta, que chega a atingir 50 km (Rembarguer, 1984; Santa Rosa e Leite,
1988, citados por Wanderley Filho, 1991). Esse tectonismo soergueu “lascas”
de rochas densas da base da crosta, relacionadas por Hasui (op. cit.) às
anomalias gravimétricas lineares positivas.
Teixeira et al. (1989), com base em estudos de geologia isotópica e refinando
a conceituação de Cordani et al. (1979), definiram cinco províncias
geocronológicas para o Cráton Amazônico, quais sejam:
1. Amazônia Central: descrita como um núcleo arqueano exibindo
condições cratônicas desde o Proterozóico Inferior;
2. Maroni-Itacaiunas: caracterizada por grandes porções de rochas
supracrustais associadas a gnaisses e migmatitos da base do
Proterozóico; fragmentos de rochas arqueanas, de alto grau
metamórfico, estão igualmente incorporados a este cinturão;
3. Rio Negro-Juruena: constituída principalmente por terrenos
granitóides do Proterozóico Médio. As características isotópicas das
rochas que compõem tal província sugerem um modelo de evolução
de arco magmático por derivação mantélica;
4. Rondoniana e Sunsas: apresentam características siálicas e
registram, principalmente, retrabalhamento de material continental
28

pré-existente; estão nelas contidas as mais jovens coberturas
proterozóicas do Cráton Amazônico.
Segundo os autores acima citados, os dados isotópicos sugerem que eventos
de acreção e diferenciação do manto ocorreram dentro das províncias
Amazônia Central, Maroni-Itacaiunas e Rio Negro-Juruena, seguidos então por
orogêneses intracontinentais siálicas nas províncias Rondoniana e Sunsas.
Wanderley Filho (1991) sintetizou a evolução do Pré-Cambriano em dois
eventos termo- tectônicos principais: o mais antigo promoveu a organização
dos terrenos granitóides e “greenstones” e dos cinturões; o segundo
proporcionou a edificação de várias bacias, por falhas normais NW e de
transferência NE, no Proterozóico Médio, que foram submetidas à inversão
positiva no Proterozóico Superior, expressa através de cavalgamentos com
dobras métricas a quilométricas.
2.3 FANEROZÓICO
2.3.1 ORIGEM DA BACIA DO AMAZONAS
Para Linsser (1958), a origem da Bacia do Amazonas está ligada à intrusão de
diápiros mantélicos, hoje representados por massas densas, interpretadas a
partir de anomalias gravimétricas lineares positivas, aproximadamente
coincidentes com o depocentro da bacia, instaladas a partir de falhamentos da
crosta, provocando subsidência e fase “rift”. Tal proposta é semelhante
àquelas de Andrade e Cunha (1971), Brito Neves et al. (1984) e Coutinho e
Gonzaga (1994), entre outros.
Amaral (1974) interpretou a origem da Bacia Sedimentar do Amazonas como
produto de um evento de ativação reflexa no Ordoviciano, associado à
evolução do Geossinclíneo Andino.
29

Neves et al. (1989) e Neves (1990) atribuíram a origem da bacia à dispersão
de esforços no fechamento do Ciclo Brasiliano, com a propagação do “rift”
precursor de leste para oeste, ao longo de antigas linhas do embasamento,
citando trabalhos anteriores com propostas semelhantes.
Para Wanderley Filho (1991), a origem da bacia está ligada aos lineamentos
NE, NW e EW, reativados distensivamente durante a abertura e fechamento
do Oceano Iapetus, no Paleozóico, instalando um imenso “rift” na área.
Fortes (1993) propôs, analisando regionalmente os alinhamentos magnéticos,
um efeito cisalhante sinistral como associado à gênese da bacia, ao invés de
um afastamento transtensivo puro entre os escudos das Guianas e Brasileiro.
2.3.2 EVOLUÇÃO TECTONO-SEDIMENTAR
São definidos para a bacia três grandes ciclos deposicionais paleozóicos e um
quarto mesozóico-cenozóico (Andrade e Cunha; 1971; Caputo et al., 1971,
Porto e Szatmari, 1982; Neves et al., 1989; Neves, 1990). Os ciclos
paleozóicos são marcados por discordâncias regionais, produtos de orogenias
cíclicas que afetaram a região setentrional da Placa Sul Americana.
Cunha et al. (1994) definiram quatro seqüências deposicionais para a Bacia do
Amazonas:
a) Seqüência Ordoviciano-Devoniana: reúne os clásticos marinhos do
Grupo Trombetas e está parcialmente truncada pela discordância
decorrente da Orogenia Famatiniana;
b) Seqüência Devoniano-Carbonífera: corresponde aos clásticos flúviodeltaicos
e neríticos dos grupos Urupadi e Curuá e tem seu topo
marcado pela discordância relacionada à Orogenia Eo-Herciniana;
c) -Seqüência Permo-Carbonífera: formada por clásticos, carbonatos e
evaporitos continentais e de ambiente marinho restrito do Grupo
30

Tapajós; está profundamente cortada pela discordância resultante da
Orogenia Gonduanide e do Diastrofismo Juruá;
d) Seqüência Cretáceo-Terciária: composta pelos clásticos flúviolacustres
do Grupo Javari que ocuparam os espaços criados pela
Orogenia Andina; sedimentos pobres em fósseis, principalmente em
sua parte basal, e sua datação ainda se faz de maneira aproximada.
Coutinho e Gonzaga (1994) propõem para a bacia uma evolução tipo “rift”
continental com sedimentação cíclica e rifteamento polifásico, cujo padrão
sinuoso (“dog leg”) resulta de um arranjo complexo de ”half-grabens”
interconectados ao longo de zonas de acomodação. Com base em estudos de
litofácies, taxas de sedimentação e curvas de subsidência, tais autores
definem quatro eventos tectonotermais na evolução da bacia.
2.3.3 ARCABOUÇO TECTONO-ESTRUTURAL
Muitos trabalhos tratam da influência das estruturas pré-cambrianas na
evolução fanerozóica da bacia, dentre eles Amaral (1974), Porto e Szatmari
(1982), Brito Neves et al. (1984), Carneiro e Jucá (1985), Teixeira (1988),
Neves et al. (1989), Neves (1990), Travassos e Barbosa Filho (1990),
Wanderley Filho (1991). Esta discussão foi inicialmente levantada por Andrade
e Cunha (1971), que registraram lineamentos cortando unidades pré-
cambrianas a terciárias na Bacia do Amazonas. Araújo (1972), citado por
Wanderley Filho (1991), demonstrou, através de sísmica de refração, o
condicionamento das estruturas fanerozóicas pelas proterozóicas (falhas NW-
SE), também observado por Rezende e Brito (1973), Cunha (1982), Miranda
(1984) e Miranda e Boa Hora (1984).
Rezende e Brito (1973) propuseram um tectonismo cratônico de cisalhamento
para a Bacia do Amazonas, reativado sistematicamente segundo a
estruturação dos escudos.
31

Amaral (1974), referindo-se à assimetria da bacia em relação ao seu eixo de
deposição, propôs um controle longitudinal exercido pelo Arco de Rio Branco.
Admitiu ainda, transversalmente, um controle dos arcos de Iquitos, Purus,
Monte Alegre e Gurupá, ressaltando a coincidência de alguns destes com
descontinuidades do Pré-Cambriano. Interpretou as transgressões e
regressões na bacia como resultados de movimentos oscilatórios verticais
associados ao tectonismo Andino.
Brito Neves et al. (1984) realizaram um estudo de integração do Pré-
Cambriano com os eventos fanerozóicos, em áreas sedimentares brasileiras,
onde é ressaltada a correspondência existente entre a compartimentação da
Bacia do Amazonas e as províncias tectônicas do embasamento (Figura 2.2):
sub-bacia do Baixo Amazonas como prolongamento da Faixa Móvel Maroni-
Itacaiunas (Proterozóico Inferior); sub-bacia do Médio Amazonas como
extensão da Província Amazônia Central (Arqueano); sub-bacia do Alto
Amazonas como prolongamento da Faixa Móvel Rio Negro-Juruena
(Proterozóico Médio). Os altos estruturais que separam as sub-bacias
corresponderiam, então, aos limites das províncias tectônicas proterozóicas.
Tais autores propuseram a atuação de movimentos diferenciais de blocos e a
existência de condições diferentes de subsidência nos segmentos em função
das descontinuidades do substrato, quando da resposta aos processos
tectônicos do Fanerozóico (Caledoniano, Herciniano, Wealdeniano e Andino).
Apontaram evidências de movimentação até o Carbonífero ao longo da
descontinuidade entre a Província Amazônia Central e a faixa Rio Negro-
Juruena.
32

Fig. 2.2 – Estudo integrado dos eventos pré - cambrianos e fanerozóicos na
região amazônica.
Fonte: Brito Neves et. Al. (1984, p. 43)
Miranda (1984), utilizando imagens de sensores remotos, interpretou, em
terrenos paleozóicos a terciários, na área do Rio Tapajós, anomalias
morfoestruturais de drenagem associadas a domos e depressões estruturais,
que, em determinados arranjos, definem “trends” sugestivos de feições tipo
“horsts” e “grabens”, em parte condicionados por descontinuidades pré-
cambrianas. Miranda e Boa Hora (1984), integrando dados de sensores
remotos e aeromagnetometria, confirmaram, através de modelagem
magnética, algumas daquelas feições fotointerpretadas.
Mosmann et al. (1984) propuseram uma tectônica “wrench” afetando as
diferentes sub-bacias amazônicas durante o Mesozóico.
33

Neves (1990) definiu o arcabouço estrutural da bacia como sendo composto
por duas plataformas (norte e sul), duas linhas de charneira a elas associadas
e uma calha central segmentada nas direções E-W e NE-SW. Mapeou ainda
feições de caráter regional utilizando dados de sísmica de reflexão:
1) “trends” de anticlinais assimétricos eo-cretáceos nas regiões de
Curuá do Sul e Abacaxis, associados aos lineamentos de mesmo
nome;
2) linha de charneira norte e provável “trend” compressivo eo-cretáceo
do Igarapé-Cuia;
3) faixa de anticlinais terciários “en echelon” na região do Tapajós e a
oeste, bem como estruturas transtensionais próximas ao Arco de
Gurupá.
Wanderley Filho (1991) dividiu a bacia em quatro compartimentos principais,
limitados por grandes falhas NW-SE (Jari-Pacajaí; Paru-Anapu, Faro-Juriti e
Manacapuru-Rio Negro), denominando-os blocos 1, 2, 3 e 4 (no sentido lesteoeste),
concluindo que o bloco 2, onde se insere a área de estudo, sofreu
constantes basculamentos durante todo seu desenvolvimento. Analisou a
feição em “dog leg” da bacia, atribuindo-a à interação das falhas normais NE-
SW, que compõem parte da arquitetura dos “rifts” eo-paleozóicos, com as
falhas transformantes NW-SE, instaladas a partir do Ordoviciano. Descreveu
ainda o estilo estrutural da tectônica do Cretáceo Inferior, composto por dobras
e falhas inversas NE, associadas às linhas de charneiras, falhas normais e
transcorrentes. Por fim, tal autor estabeleceu relacionamentos entre as
estruturas proterozóicas e fanerozóicas, dentre eles:
1) os elementos estruturais da bacia foram fortemente controlados pela
orientação das zonas de fraqueza do Pré-Cambriano, ilustrando
importante exemplo de tectônica ressurgente;
34

2) a Bacia do Amazonas instalou-se sobre um segmento crustal
espessado, que deve ter resultado da evolução estrutural do Cinturão
Médio-Baixo Amazonas de Hasui et al., (1984);
3) as prováveis falhas normais mestras da bacia devem seguir
rigorosamente as direções das zonas de cisalhamento com caráter
de cavalgamento do Cinturão Médio-Baixo Amazonas;
4) as falhas de transferência NW-SE, responsáveis pela estrutura em
“dog leg”, devem seguir a orientação geral das zonas de falhas
normais do Proterozóico Médio;
5) os segmentos transpressivos e transtensivos dos sistemas
transcorrentes meso-cenozóicos adaptaram-se à estruturação em
“dog leg”.
Wanderley Filho (1991) propôs seis pulsos cinemáticos no decorrer do
Fanerozóico, a saber:
1) eo-Paleozóico, extensional de caráter regional, responsável pela
instalação das falhas normais NE-SW e cuja progressão estabeleceu
as falhas de transferência NW-SE. As transgressões e regressões
são interpretadas como resultado de movimentações complexas
destas falhas normais nos blocos individualizados;
2) final do Paleozóico, ascencional regional, com soerguimento
provocado pelo choque do Gondwana com a América do Norte;
3) final do Jurássico, extensional, caracterizado por um regime tectônico
distensivo associado à abertura do Atlântico Norte e Equatorial,
intrudindo diques e favorecendo o desenvolvimento de “grabens”;
4) Cretáceo Inferior, com tectônica transcorrente dextral (dobras);
5) Cretáceo Superior-Terciário, extensional, com a movimentação de
falhas normais NE e falhas normais lístricas NW, relacionado à
formação do Oceano Atlântico;
35

6) Terciário-Quaternário, com regime transcorrente dextral, reflexo da
evolução da cadeia Andina, gerando dobras e estruturas em flor na
região do Rio Tapajós.
Coutinho e Gonzaga (1994), com base em perfis geológicos regionais e na
gravimetria, definiram o arcabouço estrutural da bacia, cujos elementos
estruturais básicos são os ”half-grabens” e suas ombreiras associadas,
separados por zonas de acomodação, e as plataformas estruturais.
Fortes (1995), estudando a região do Rio Solimões através de mosaicos
radargramétricos do Projeto RADAMBRASIL, identificou três sistemas de
fraturas e os interpretou como produto de um megacisalhamento crustal
sisnistral, concluindo também pela recorrência de uma mesma tectônica por
todo o tempo de existência da bacia.
2.3.4 MAGMATISMO BÁSICO
Durante o Proterozóico e o Fanerozóico, a região amazônica foi afetada por
diferentes eventos de magmatismo. As atividades ígneas do Proterozóico e do
eo-Paleozóico foram interpretadas como representativas de eventos terminais
dos cinturões móveis regionais e/ou do magmatismo reflexo de sua atuação
em áreas já cratonizadas, sendo condicionadas, preferencialmente, a sistemas
de fraqueza NE e NW (Teixeira, 1978; Aires, 1984).
O magmatismo que afetou a Bacia do Amazonas entre o Permiano e o
Cretáceo foi intenso, condicionado por lineamentos NS e NNE (Teixeira, 1978),
e suplantou os limites da área sedimentar, atingindo espessuras superiores a
800 m e volume de cerca de 90.000 km 3 (Wanderley Filho, 1991). Segundo
Aires (1984), o magmatismo se desenvolveu como resultado de processos
distensivos, preferencialmente nos cruzamentos de grandes lineamentos.
Rezende (1971) atribuiu um caráter repetitivo ao vulcanismo e o associou aos
estágios críticos do regime de fragmentação do Gondwana. Amaral (1974)
36

elacionou os principais eventos magmáticos fanerozóicos ao desenvolvimento
do Cinturão Andino.
Thomaz Filho et al. (1974) propuseram dois eventos magmáticos principais: o
primeiro, associado à separação da América do Norte em relação ao conjunto
América do Sul-África, com atividade principal em 250, 230 e 200 milhões de
anos (m.a.); o segundo, associado à separação da África e América do Sul,
com atividades importantes em 180, 150 e 125 m.a., com o que concordaram
Teixeira (1978) e Aires (1984).
Francis (1982), citado por Wanderley Filho (1991), sugeriu que o magma
migrou mergulho abaixo, por gravidade, para o depocentro regional,
representado pelas bacias salíferas, onde acumulou maiores espessuras.
Wanderley Filho (op.cit.) ressaltou que não há relação temporal das soleiras
com a profundidade e propôs apenas um evento gerador do magma no
Jurássico-Triássico, antecedendo a abertura do Atlântico. Sugeriu que uma das
possíveis causas da erosão do final do Paleozóico foi o soerguimento
experimentado no tempo decorrido entre a fusão do magma na base da crosta
e a sua migração.
Segundo Mizusaki et al. (1992), os diabásios estão associados principalmente
a clásticos finos e a evaporitos; seu “emplacement” obedece a padrões
litológicos e estruturais, sendo comuns os saltos de soleiras. Tais autores
descartaram, com base em análises químicas, a possibilidade de assimilação
do sal pelo diabásio proposta por Silva (1987), citado por Mizusaki et al.
(op.cit.), sugerindo ainda a existência de câmara magmática rasa (alto teor de
Si e presença de fenocristais). Tais autores agruparam as manifestações
magmáticas em um mesmo evento com idade entre 170 e 220 m.a.
(Eojurássico).
37

Coutinho e Gonzaga (1994) aventaram a possibilidade de tal magmatismo
estar associado a um “hot spot”.
2.3.5 TECTONISMO CRETÁCEO E TERCIÁRIO
O tectonismo do Cretáceo, denominado Juruá, foi mais estudado na Bacia do
Solimões, onde é bastante expressivo, mas seu estilo, idade e, principalmente,
origem ainda são foco de muitas discussões. Rezende e Brito (1973)
propuseram uma roto-translação anti-horária dos escudos das Guianas (mais
intensa) e Guaporé, conseqüência da fragmentação do Gondwana, para
explicar estruturas mesozóicas na bacia. Szatmari (1984), reformulando
modelos anteriores (Szatmari, 1981, 1983), propôs, para o evento Juruá,
falhamento sinistrógiro acompanhado de rotação anti-horária do bloco NW da
Falha Juruá durante o Triássico-Jurássico, como conseqüência da abertura do
Golfo do México e do Atlântico Norte.
Esteves (1984), citado por Caputo (1985), propôs, revisando modelos
anteriores, que os dobramentos do Juruá (NE) resultaram de esforços
compressivos NW-SE atuantes no Meso-Neojurássico e Eocretáceo, quando
da formação das placas do Caribe, Cocos e Nazca.
Caputo (op.cit.) descreveu o evento Juruá como um tectonismo composto por
falhas transcorrentes dextrais de direção geral N70-80E, falhas reversas e
dobras assimétricas de direção N25-65E e falhas secundárias de rejeito lateral
de direção N70W. Interpretou esse tectonismo como produto da abertura do
Atlântico Sul, que submeteu a porção NW da América do Sul a esforços
compressivos horizontais de grande magnitude e direção geral N65W, durante
o Cretáceo Inferior.
Porsche (1985) interpretou o “Trend” Juruá como resultado de um tectonismo
cisalhante transpressivo dextral posterior ao magmatismo e, portanto, de idade
38

entre o Jurássico e o Aptiano. Observou três tipos de falhas: reversas
perpendiculares à direção do esforço principal, reversas paralelas à direção de
transcorrência e sintéticas ligeiramente oblíquas à direção de transcorrência.
Campos e Teixeira (1988) e Teixeira (1988), através da sísmica de reflexão,
descreveram falhamentos inversos associados a dobramentos assimétricos
coincidentes com o “Trend” Curuá do Sul e, secundariamente, a falhamentos
normais. Tal tectonismo foi por eles considerado como do Aptiano (Cretáceo
Inferior), produzindo esforços EW atuantes sobre fraturas antigas, em
associação com a abertura do Atlântico Equatorial. Este fenômeno ocorreu
como produto da reação, na zona de subducção andina, ao deslocamento da
Placa da América do Sul para oeste, gerando compressão no interior da
mesma.
A partir de trabalhos realizados na Bacia do Solimões, onde ocorreu um
tectonismo eo-Cretáceo expressivo, Costa (1995), com base em dados
geofísicos gravimétricos, magnetométricos e de sísmica de reflexão,
questionou a associação de feições estruturais compressivas à tectônica eo-
cretácea na Bacia do Amazonas, onde sugere que sua amplitude teria sido
menor (em relação ao Solimões). Descreveu estruturas tais como falhamentos
reversos, anticlinais assimétricos e “pop up’s” associados e discutiu a
possibilidade de tais perturbações serem reflexos de intrusões, apontando
evidências para um caso específico por ele estudado. Neste sentido,
perturbações associadas a corpos de diabásio foram descritas em
mapeamento de campo como anomalias de mergulho e dobramentos por
Kremer (1956), Krause (1957) e Bemerguy (1964). Fortes (1988) propôs um
modelo para geração de dobras e falhas (reversas e normais) em pacotes
sedimentares sobrepostos a corpos magmáticos intrusivos.
O evento Juruá, conforme mencionado anteriormente, não tem grande
expressão na Bacia do Amazonas. Os estudos aí realizados dão ênfase ao
39

“Tectonismo Terciário”, relacionado à intensa estruturação desenvolvida da
Fm. Alter do Chão, de idade cretácea a terciária. Indícios desse tectonismo
foram observados na bacia por Andrade e Cunha (1971), Cunha (1982),
Miranda (1984), Carneiro e Jucá (1985), Teixeira (1988), Wanderley Filho et al.
(1988), Wanderley Filho (1991), dentre outros. Travassos e Barbosa Filho
(1990), entretanto, foram os que primeiro mapearam e estudaram este
tectonismo na área do Rio Tapajós.
Rezende e Brito (1973), estudando a Bacia do Amazonas, observaram um
controle da drenagem por estruturas do embasamento, representando,
segundo os autores, uma reativação terciária deste sistema. Carneiro e Jucá
(1985) descreveram a tectônica que atingiu o Terciário como essencialmente
de subsidência diferencial, associada a reativações do sistema transtensivo
controladas por sistemas de fraturas NE e NW.
Cunha (1982), analisando imagens de sensores remotos e dados
gravimétricos, identificou feições que interpretou como produtos de
soerguimento e basculamento de blocos, falhas ou “grabens”, estruturas estas
formadas ou reativadas no Terciário. Observando os alinhamentos na bacia,
constatou que estes, em rochas paleozóicas, assumem, em geral, direção NS,
NE-SW e NW-SE; em rochas terciárias, formam padrão retangular de
drenagem; em rochas mais antigas, tendem a manter paralelismo com as
bordas da bacia, na direção ENE-WSW.
Campos e Teixeira (1988) sugeriram, como origem do tectonismo terciário na
região oeste da Bacia do Baixo Amazonas, uma roto-translação do Escudo das
Guianas em relação ao Escudo Brasileiro na Placa da América do Sul,
relacionada aos limites transformantes com a Placa Caribeana e convergentes
com a de Nazca, provocando uma tectônica “wrench” modificadora.
40

Wanderley Filho et al. (1988), estudando movimentos halocinéticos na região
do Rio Tapajós, observaram que a movimentação de sal não atingiu estágios
avançados e que a mesma ocorreu na região da calha e na ausência de
soleiras sotopostas. Observaram ainda uma marcante alteração no padrão
estrutural das seções pós-sal. O tectonismo intenso na região do Rio Tapajós,
foi por eles associado a movimentos halocinéticos gerados por sobrecarga
diferencial e/ou por zonas de alívio resultantes de reativações terciárias.
Dividiram a Bacia do Amazonas, em função dos mergulhos estruturais, em
quatro províncias: plataforma, charneira, calha central e rampa.
Travassos e Barbosa Filho (1990) mapearam, utilizando sísmica de reflexão,
larga faixa de ocorrência de tectonismo terciário na região do Rio Tapajós, com
os limites norte e sul aparentemente definidos por zonas de falhamentos
transcorrentes e o limite leste dado por uma descontinuidade de direção
aproximadamente NS (Figura 2.3). Descreveram o estilo estrutural resultante
como dobras assimétricas associadas a falhas reversas dispostas “en
echelon”, seguindo a direção geral NE de antigos lineamentos. Com base em
dados geofísicos gravimétricos, magnetométricos e de sísmica de reflexão, tais
autores propuseram um modelo alternativo envolvendo transpressão,
resultante da superimposição de uma tectônica “wrench”, decorrente de
esforços oblíquos de direção geral E-W, sobre descontinuidades antigas.
41

3.1 MATERIAIS
CAPÍTULO 3
MATERIAIS E MÉTODOS
Os materiais utilizados na presente dissertação estão a seguir relacionados:
a) Cartas topográficas na escala 1:250.000: folhas Santarém (SA.21-Z-B),
Aveiro (SA.21-Z-D) e Presidente Médici (SB.21-X-B);
b) Cartas topográficas na escala 1:100.000: folhas Amorim (SA.21-Z-B-IV),
Mujuí dos Campos (SA.21-Z-B-V), Curuá Una (SA.21-Z-B-VI), Boim
(SA.21-Z-D-I), São Jorge (SA.21-Z-D-II), Rio Tutuí (SA.21-Z-D-III),
Aveiro (SA.21-Z-D-IV), Igarapé Onça (SA.21-Z-D-V), Quilômetro
Duzentos e Quarenta (SA.21-Z-D-VI);
c) Mapas Geológicos do Projeto RADAMBRASIL, escala 1:1.000.000:
Folha SA.21, Araújo et al. (1976) e Folha SB.21, Santos et al. (1975);
d) Mapa Morfoestrutural Integrado, escala 1:500.000, Miranda (1984);
e) Mapa do Arcabouço Estrutural do Bloco Tapajós da Bacia do Amazonas,
gerado por interpretação de dados de sísmica de reflexão ao nível da
base da Fm. Alter do Chão, escala 1:250.000, Travassos e Barbosa
Filho (1990);
f) Perfis litológicos dos poços: 1-TU-1-PA, 1-TA-1-PA, 1-TR-1-PA, 1-SP-1-
PA, 2-BU-1-PA, 1-AB-1-PA, 2-CPST-1-PA, 1-FO-1-PA, 1-AC-1-PA e 1-
BR-1-PA;
43

g) Mapa de isópacas de sal, escala 1:1.000.000, gerado por
PETROBRÁS/E&P-AM;
h) Mapa de isólitas de diabásio (espessura total) da seqüência permocarbonífera,
escala 1:1.000.000, gerado por PETROBRÁS/E&P-AM;
i) Mapa do embasamento baseado em poços e sísmica de reflexão,
escala 1:1.000.000, gerado por PETROBRÁS/E&P-AM;
j) Imagens do sensor Thematic Mapper (TM) do Satélite Landsat-5 (Tabela
3.1).
TABELA 3.1 : IMAGENS TM LANDSAT-5 UTILIZADAS NO TRABALHO
REFERÊNCIA
(órbita.ponto)
BANDAS ESCALA TIPO PRODUTO
227.62 3, 4 , 5 ------------- DIGITAL COMPOSIÇÃO COLORIDA
44
RGB
227.62 4 1:250.000 PAPEL CÓPIA FOTOGRÁFICA EM
PRETO E BRANCO
227.62 5 1:250.000 PAPEL CÓPIA FOTOGRÁFICA EM
PRETO E BRANCO
227.63 3, 4, 5 ------------- DIGITAL COMPOSIÇÃO COLORIDA
RBG
227.63 4 1:250.000 PAPEL CÓPIA FOTOGRÁFICA EM
PRETO E BRANCO
227.63 5 1:250.000 PAPEL CÓPIA FOTOGRÁFICA EM
PRETO E BRANCO

a) Dados digitais gravimétricos em grade regular 2x2 km
(PETROBRÁS/E&P-AM);
j) Dados digitais aeromagnetométricos em formato XYZ e/ou grade
regular referentes aos Projetos Santarém, ENCAL S.A. (1982), e Sul do
Pará, LASA (1976).
3.2 CARACTERÍSTICAS DOS DADOS UTILIZADOS E TRATAMENTOS
PRELIMINARES
3.2.1 SENSORIAMENTO REMOTO
Sensoriamento remoto, segundo Sabins (1978), é definido como a coleta e
interpretação de informação referente a um alvo, sem contato físico do sensor
com o mesmo. As plataformas mais comuns utilizadas são as aéreas e as
orbitais. O termo é mais comumente restrito a métodos que empregam a
energia eletromagnética para detectar e medir características do alvo. Esta
definição exclui os levantamentos elétricos, magnéticos e gravimétricos que
medem os campos de força utilizando aviões, denominados levantamentos
aerogeofísicos.
Os princípios físicos do sensoriamento remoto se baseiam na interação da
energia eletromagnética com a matéria. O espectro eletromagnético é um
contínuo de energia que viaja à velocidade da luz no vácuo e que varia em
comprimento de onda do metro ao nanometro, sendo dividido em regiões que
abrangem desde os raios gama (fração de nanometro), passando pela região
do visível (0.4 a 0.7 m), que ocupa somente uma pequena porção do
espectro, até as ondas de rádio (metro). Regiões específicas do espectro são
subdivididas em bandas, tais como azul, verde e vermelha, na região do
visível. Toda matéria irradia energia eletromagnética, com pico de intensidade
se deslocando progressivamente para comprimentos de onda mais curtos,
45

quanto maior a temperatura do corpo. O pico de energia refletida da Terra se
concentra em 0.5 m, correspondente à banda verde da região do visível. O
pico de energia radiante ocorre em 9.7 m, correspondente à banda termal da
região do infra-vermelho, (Sabins, 1978).
A atmosfera absorve energia quase completamente nas regiões dos raiosgama,
raios-X e na maior parte do ultra-violeta; essas regiões não são,
portanto, usadas no sensoriamento remoto, que utiliza energia nas regiões de
microondas, infra-vermelho, visível e nos comprimentos de onda longos do
ultra-violeta. Intervalos de comprimento de onda correspondentes à alta
transmitância da atmosfera são chamados janelas atmosféricas e são
utilizados para a aquisição de dados do sensoriamento remoto (Sabins,1978).
Para os sensores imageadores passivos, a energia fonte provém do sol. No
intervalo de comprimento de onda de 0.45 a 12 µm, os principais fatores que
influenciam a resposta de um alvo natural, são, resumidamente; pigmentação,
umidade e estrutura celular da vegetação; composição mineralógica das
rochas; composição mineralógica e umidade dos solos; conteúdo de
sedimentos em suspensão de corpos aquosos; para o infravermelho termal, a
emissão de calor superficial ou subsuperficial (Richards, 1986). Os sensores
medem o fluxo radiante proveniente dos alvos na superfície terrestre. O
comportamento espectral dos materiais mais comuns da superfície e as
principais bandas utilizadas pelos sensores são mostrados na Figura 3.1a.
Como a área de estudo se insere na floresta amazônica, o comportamento
espectral da vegetação será aqui um pouco mais detalhado, com base em
Goetz et al. (1983). Na Figura 3.1b pode ser observado o comportamento de
uma planta fotossinteticamente ativa. As feições de absorção centradas em
aproximadamente 0.48 µm e 0.68 µm são resultado de forte absorção da
clorofila na folha, envolvendo transições eletrônicas na molécula de clorofila. A
fraca feição de reflectância de 0.52 µm a 0.60 µm indica a porção do visível
46

que não é fortemente absorvida, resultando na aparência verde das plantas
para o olho humano. A alta feição de reflectância em aproximadamente 1.0 µm
é referida como o platô infra-vermelho e é característica da saúde do tecido
foliar. A acentuada elevação da curva de reflectância entre a feição de
absorção da clorofila em 0.68 µm e o platô infra-vermelho é referida como “red
edge”; a inclinação da curva está associada à concentração de clorofila na
folha. Os níveis de reflectância em 1.6 µm e 2.2 µm fornecem uma acurada
indicação do conteúdo de água da folha.
3.2.1.1 DADOS DOS SENSORES REMOTOS ORBITAIS DO SATÉLITE
LANDSAT- 5
O satélite Landsat-5, colocado em órbita em 01/03/1984, utiliza sistemas
imageadores passivos que operam nas regiões do visível e do infravermelho
do espectro eletromagnético (Figura 3.1a). Sua órbita é quase polar
(inclinação de 98,20 graus) e heliossíncrona, imageando uma faixa 185 km na
superfície terrestre (Novo, 1992), com passagens na região equatorial por volta
de 09:45 h. A altitude é de 705 km; o ciclo de aquisição de imagens é de 16
dias (resolução temporal). O satélite possui os sistemas sensores Multispectral
Scanner (MSS) e Thematic Mapper (TM), sendo nesta dissertação utilizado
apenas o TM. Este sensor possui um sistema de varredura mecânica, com o
espelho se movimentando nos sentidos leste-oeste e oeste-leste. O sensor TM
contém sete bandas espectrais e apresenta resolução espacial de 30m, com
exceção de uma banda. As características espectrais e espaciais do sensor
TM estão relacionadas na Tabela 3.2.
47

A área em estudo é quase inteiramente coberta por imagens TM na órbita 227,
pontos 62 e 63. Foram adquiridas para uso as bandas TM 4 e 5, em papel, na
escala 1:250.000, para o estudo de lineamentos, assim como as bandas TM 3,
4 e 5, em formato digital, para a integração com dados geológicos e geofísicos.
TABELA 3.2- CARACTERÍSTICAS ESPECTRAIS E ESPACIAIS DO SENSOR
TM DO SATÉLITE LANDSAT- 5
BANDA FAIXA ESPECTRAL ( µm) RESOLUÇÃO ESPACIAL (m)
1 0.45-0.52 - visível - azul/verde 30
2 0.52-0.60 - visível - verde 30
3 0.63-0.69 - visível - vermelho 30
4 0.76-0.90 - infravermelho próximo 30
5 1.55-1.75 - infravermelho médio 30
7 2.08-2.35 - infravermelho médio 30
6 10.4-12.5 - infravermelho termal 120
Adaptada de Richards (1986, p. 13).
Estudando a influência do ângulo de elevação e do azimute solar na
iluminação da cena e na conseqüente detecção das feições de relevo, Liu
(1984) ressaltou a sazonalidade do realce topográfico por sombreamento, mais
forte na época de inverno, com ângulos de elevação menores, e mais suave no
verão, com ângulos de elevação mais elevados. Recomendou a utilização de
imagens com baixo ângulo de iluminação para topografias suaves, de modo a
destacar as feições mais sutis, observando que as feições topográficas com
direção próxima à do azimute solar tornam-se menos proeminentes, menos
realçadas pelo sombreamento.
No presente trabalho, buscou-se utilizar as passagens do Landsat-5 relativas
ao período de inverno, onde se obtém menor cobertura de nuvens e menor
49

elevação solar, ressaltando melhor as feições topográficas. Cabe registrar que,
nas baixas latitudes, não se verificam variações sazonais pronunciadas de
elevação solar. Na data de aquisição das imagens (18/07/88), o azimute e
elevação solar eram, respectivamente, 54° e 47° para a órbita 227 - ponto 62
e 52° e 46° para a órbita 227 - ponto 63. É importante mencionar aqui as
deficiências relativas à caracterização de feições geomórficas lineares
paralelas à direção de iluminação solar nessas imagens (N52-54E), conforme
discutido em Liu (1984), Miranda (1984) e Miranda et al. (1986). Por outro lado,
azimutes perpendiculares a essas direções são favorecidos em suas
caracterizações.
As imagens digitais foram fornecidas em CD-ROM, lidas, registradas e
dispostas em mosaicos, banda a banda, utilizando o software Sistema de
Processamento de Informações Geo-referenciadas (SPRING), desenvolvido
pelo INPE para ambiente UNIX (Geoprocessamento, 1997). O registro das
imagens foi realizado através de cartas topográficas na escala 1:250.000, a
partir de pontos reconhecíveis no terreno (acidentes geográficos tais como
drenagens, estradas, etc.). Coletou-se um total de 42 pontos de amostragem
para a área toda (duas imagens e duas cartas) utilizando-se apenas 6 destes
no registro de cada imagem. A precisão de registro obtida foi de 0,864 para a
imagem 227- 62 e 0.96 para a imagem 227- 63, o que está dentro da tolerância
recomendada para a escala de trabalho utilizada (igual a 1). A construção do
mosaico das duas imagens foi realizada no processo de registro, quando do
georreferenciamento da segunda imagem.
Como as imagens orbitais muitas vezes apresentam baixo contraste, causado
por características da própria cena, bruma atmosférica ou problemas com o
sensor, a cada mosaico obtido aplicou-se um aumento linear de contraste
(ALC). Após o realce por ALC, os mosaicos foram exportados para o sistema
SITIM-SGI (Geossistemas, 1995), com reamostragem do “pixel” para 100m.
50

O olho humano percebe melhor cores que tons de cinza. Portanto, a
representação de uma composição de três bandas por processo aditivo de
cores primárias é utilizada em larga escala, conforme Lillesand (1987), Crosta
(1992), Bezerra (1993), dentre outros. As imagens orbitais digitais na área
estudada foram então apresentadas na seguinte composição colorida (RGB):
banda 3 - azul (B); banda 4 - verde (G) e banda 5 - vermelho (R), Figura 3.2.
As citadas bandas do Landsat-5 fazem parte do Banco de Dados de
Sensoriamento Remoto da PETROBRÁS.
3.2.2 DADOS GEOFÍSICOS
Os dados geofísicos utilizados nesta pesquisa referem-se ao Campo
Magnético Total Anômalo e à Gravidade Bouguer.
3.2.2.1 GRAVIMETRIA
As massas no Universo se atraem de acordo com a Lei de Atração Universal
de Newton:
onde,
F = força gravitacional;
G = Constante de Atração Universal;
R = distância entre os corpos;
M1 e M2 = massa dos corpos.
F = G ( M1 x M2 ) / R 2
51

9724000
666305
Á re a n ã o
in te rp re ta d a
0
35km
52
9501000
834000
Fig. 3.2 - Mosaico de imagem Landsat - 5 / TM das cenas 227-62 e 227-63
(órbita-ponto), adquiridas em 18/07/88, em composição colorida (RGB)
(RGB) onde banda 5 (R), banda 4 (G), banda 3 (B).

Os levantamentos gravimétricos medem a aceleração da gravidade na
superfície da Terra, ou acima dela, resultante da força de atração devida à sua
massa e da força centrífuga relacionada ao seu movimento de rotação. Os
estudos do campo gravitacional se utilizam de superfícies equipotenciais ao
redor do planeta, suaves mas irregulares. Uma superfície de particular
interesse é o geóide, que corresponde ao nível dos mares sem os efeitos de
correntes ou marés, e cujas irregularidades refletem excessos ou ausências de
massa sob o nível do mar. Devido à complexidade das variações internas de
densidade da Terra, em relação ao geóide, utiliza-se como referência para
medida dessas variações uma superfície equipotencial mais simples e suave, o
esferóide, cuja forma assemelha-se a um elipsóide de revolução, denominado
elipsóide de referência. O elipsóide de referência é uma superfície matemática
concebida considerando a densidade da Terra homogênea, definindo, assim, a
gravidade normal, cuja formulação é estabelecida pela “International
Association of Geodesy” (IAG) e pela “International Union of Geodesy and
Geophysics” (IUGG). As anomalias gravimétricas são calculadas em relação ao
elipsóide de referência; entretanto, várias correções envolvidas são
referenciadas ao nível do mar (geóide), conforme Blakely (1995). Os dados
utilizados na presente dissertação foram corrigidos do campo normal pelo
elipsóide de referência adotado em 1967, denominado “Geodetic Reference
System” (GRF) 1967, cuja fórmula internacional é:
onde,
λ : latitude;
go = 9,78031846 (1 + 0,0053024sen 2 λ - 0,0000058 sen 2 2λ),
go : gravidade normal, em mGal.
A gravidade observada na superfície terrestre ou acima dela é uma
composição de vários fatores, cujas características e correções aplicadas
estão sucintamente enumeradas a seguir:
53

1- efeito da atração da Terra: subtração da gravidade normal (elipsóide
de referência, go);
2- efeitos de atração do sol e da lua, variáveis no espaço e no tempo e
de pequena amplitude: correção de maré ou correções diurnas,
realizadas através de reocupações de leituras assumindo a deriva
linear;
3- efeitos de elevações acima do nível do mar: correção de ar-livre
(“Free-Air”), que ajusta a leitura para a superfície do geóide,
reduzindo a altitude (h);
4- efeitos de massas normais acima do nível do mar - correções de
terreno e Bouguer, que consideram a densidade das massas
sobre ou sob o nível do mar (h), compensando-as;
5- efeitos de movimento da plataforma: correções de Eötvös, aplicáveis
para plataformas que se deslocam durante a aquisição (gravimetria
marítima ou aérea);
6- efeitos de massas que suportam cargas topográficas: correções de
isostasia, utilizadas para objetivos específicos;
7- efeitos de variações laterais de densidade na crosta e no manto
superior, que refletem controle geológico. O estudo de tais efeitos
constitui o objetivo principal na exploração petrolífera através do
método gravimétrico.
As medidas de gravidade são realizadas no campo gravimétrico terrestre e,
portanto, perpendicularmente às superfícies equipotenciais. As anomalias
gravimétricas são causadas por variações laterais de densidade e suas formas
e amplitudes dependem da profundidade, contraste de densidade e volume
(extensão lateral e relevo vertical) das fontes causadoras (Castro e Latgé,
1987). Efetuadas as correções necessárias (no caso do presente trabalho, os
ítens 1 a 4 do parágrafo anterior), os valores obtidos, denominados valores
Bouguer, deverão corresponder às variações laterais de densidade existentes
na crosta e no manto superior.
54

Os dados gravimétricos, valores Bouguer, foram fornecidos pela PETROBRÁS
/ E&P-AM em uma grade regular de 2x2 km, gerada a partir de dados
adquiridos no campo em malha irregular, conforme mapa base da Figura 3.3.
Fig.3.3 – Mapa base da malha irregular dos dados de gravimetria
FONTE: PETROBRÁS – E&P/AM (1996)
55

Foram escolhidos, na citada grade, três perfis, dois norte-sul e um leste-oeste,
passando por dois proeminentes altos gravimétricos presentes na área, para
modelagem através do programa GM-SYS do GEOSOFT (Geosoft, 1994). O
programa GM-SYS calcula modelos de resposta magnética e gravimétrica
baseado nos métodos de Talwani et al. (1959) e Talwani e Heirtzler (1964) e
faz uso de algoritmos descritos em Won e Bevis (1987), citados em GEOSOFT
(1994). Posteriormente, a grade regular (2x2 km) foi exportada em formato
XYZ para o SITIM/SGI (Geossistemas, 1995).
3.2.2.2. MAGNETOMETRIA
O Campo Magnético da Terra foi primeiramente descrito por Friederich Gauss,
em 1838, como sendo de origem exclusivamente interna. Porém, sabe-se
atualmente que uma pequena parte deste campo tem também origem externa.
Pode-se definir basicamente duas fontes internas: a primeira, responsável pelo
campo principal, gerada no fluido do núcleo externo da Terra; a segunda,
gerada na crosta por minerais como a magnetita e a titanomagnetita, limitada
à profundidade correspondente à isoterma Curie, pois acima desta temperatura
não se verifica mais o fenômeno de magnetização. O campo magnético
externo é produto da interação do campo interno com fatores externos, tais
como ventos solares (ao nível da magnetosfera), movimento de rotação do
planeta e forças de maré (ao nível da ionosfera), além de efeitos termais
(Blakely, 1995). Três parâmetros descrevem o campo magnético terrestre em
um dado ponto: a intensidade, a inclinação e a declinação magnéticas (Figura
3.4), sendo, na área de estudo, os valores de declinação e inclinação
magnéticas iguais a -12° e 13°, respectivamente.
56

a )
b)
c )
d )
Norte
S u l
57
Pa ra Baixo
Fig. 3.4 - Campo Magnético da Terra: a) Coordenadas polares (esquerda) e car
tesianas (direita) de um ponto: Bx = norte; By = leste; Bz = p/ baixo;
D = declinação magnética (positiva para o leste); I = inclinação magné
tica (positiva para baixo); b) elemento intensidade (nanoTesla) baseado
no IGRF (1990); c) elemento inclinação magnética (graus) e d) elemen
to declinação magnética (graus).
FONTE: Blakely (1995, p. 158 e 162).
Norte
Le ste

O campo magnético terrestre varia de direção e intensidade no espaço e no
tempo, a intervalos de milisegundos a milhões de anos, o que o torna muito
complexo. As variações de curto período, como as diurnas, devem-se
basicamente a fontes externas, tais como correntes na ionosfera. As variações
de longo período (variação geomagnética secular) devem-se, principalmente,
ao núcleo externo da Terra (Blakely, 1995).
O campo geomagnético é representado matematicamente através dos
coeficientes de Gauss, expansão esférica das harmônicas do campo
magnético que traduz a variação espacial e temporal das mesmas e a cujos
termos de baixa ordem são atribuídos, em grande parte, o campo gerado no
núcleo da Terra. Esta representação matemática é determinada a cada cinco
anos pela “International Association of Geomagnetism and Aeronomy” (IAGA)
e pela “International Union of Geodesy and Geophysics” (IUGG), podendo ser
inferida – “International Geomagnetic Reference Field” (IGRF) ou definitiva –
“Definitive Geomagnetic Reference Field” (DGRF). A anomalia de campo total
é obtida através da subtração do campo regional, IGRF ou DGRF, apropriados
para a data do levantamento, do campo total (Blakely, 1995).
A resposta magnética dos corpos depende da susceptibilidade magnética, da
profundidade, do volume, da distribuição da magnetização e das direções de
magnetização e do campo medido. Se as direções de magnetização e do
campo (local) não forem verticais, condição verificada apenas nos pólos
magnéticos, e se a distribuição da magnetização não for uniforme, ocorrerá
uma diferença de fase no sinal. Esta diferença de fase provocará uma certa
distorção da anomalia, traduzida pelo deslocamento lateral, distorção de sua
forma e, dependendo da latitude, mudança do seu sinal (Blakely, 1995). Este
efeito aumenta em direção ao Equador Magnético, nas baixas latitudes, onde
a área em estudo está inserida. Os levantamentos magnetométricos medem o
campo magnético total, desconsiderando a direção do vetor. Entretanto, podese
considerar a anomalia de campo total em qualquer ponto como
58

aproximadamente igual à componente do campo anômalo na direção do
campo regional, desde que a amplitude desta anomalia seja pequena em
relação ao campo total e que o levantamento seja em escala não muito
pequena (Blakely, 1995).
Para simular as condições do pólo magnético, aplica-se a redução ao pólo
(REDP), filtro no domínio “Fast Fourier Transform” (FFT) que transforma uma
anomalia de campo total, com dada direção de magnetização e de campo
local, em uma nova anomalia causada pela mesma distribuição de
magnetização com direção polar. Nas baixas latitudes, inferiores a 10 graus, a
redução ao pólo provoca uma amplificação seletiva das amplitudes nos
comprimentos de onda curtos, inclusive ruídos, podendo gerar feições
alongadas na direção de declinação (Blakely, 1995). Para mitigar esses efeitos
espúrios, determina-se um alto ângulo para a diferença de fase.
Os dados de magnetometria foram tratados utilizando basicamente o programa
GEOSOFT (1994), desenvolvido pela GEOSOFT Inc. para plataforma
microcomputador (ambiente DOS ou Windows). O GEOSOFT fornece uma
ferramenta avançada para armazenar, editar e processar dados de
geociências com qualquer distribuição espacial dentro do módulo OASIS. Os
dados processados neste módulo podem ser gradeados para criar imagens,
passíveis de diferentes processamentos, ou exportados para impressão e
apresentação no Sistema Geosoft de Mapeamento e Processamento (MPS) ou
para outro sistema.
Os dados do campo magnético da área envolvem dois levantamentos
aeromagnetométricos distintos, Projeto Sul do Pará e Projeto Santarém Leste,
levantados para a CPRM e PETROBRÁS, respectivamente, que gentilmente
os cederam para a dissertação.
59

O Projeto Santarém Leste foi levantado para a pesquisa petrolífera em 1981
(ENCAL, 1982). Uma parcela deste, cujas características se encontram na
Tabela 3.3, foi utilizada neste trabalho.
TABELA 3.3 - CARACTERÍSTICAS DOS LEVANTAMENTOS
AEROMAGNETOMÉTRICOS
PROJETO SUL DO
60
PARÁ
SANTARÉM
LESTE
Altura de Vôo (m) 150 800
Direção de Linhas de Produção Norte-Sul Norte-Sul
Espaçamento entre linhas de produção (km) 4 3
Direção das linhas de controle Leste-Oeste Leste-Oeste
Espaçamento entre linhas de controle (km) 20 18
Espaçamento médio de amostras ao longo da
linha (m)
100 50 e 100
Os dados do Projeto Santarém foram adquiridos em formato XYZ, pré-
processados e corrigidos da variação diurna. Em plataforma de grande porte
(“mainframe”, IBM - 3090), removeu-se o DGRF-85, exportando-se o Campo
Magnético Total Anômalo para microcomputador (DOS). No GEOSOFT,
processou-se cada perfil, removendo-se “spikes”, dados redundantes e trechos
de linhas com problemas. Aplicou-se um filtro de suavização passa-baixa no
domínio espacial, com corte em 1.000 m de comprimento de onda, para
remoção de ruídos. Suavizados os perfis, estes foram novamente exportados
para o IBM-3090 onde, através do programa MISTIE, que computa as
diferenças entre os nós da grade, distribuindo os erros, realizou-se o
nivelamento das linhas.

Os perfis nivelados foram exportados para o GEOSOFT, onde foram
gradeados com celas de 1.000 m utilizando o BIGRID, recomendável para
dados adquiridos ao longo de linhas paralelas a subparalelas, como nos
aerolevantamentos. Para realizar este gradeamento, foram excluídas as linhas
de controle. Em formato grade regular, os dados foram então submetidos, no
GEOSOFT, a processamentos no domínio FFT (domínio do número do onda
ou da freqüência), aplicando-se a continuação para cima (CNUP) do campo
total anômalo e a redução ao pólo (REDP).
O CNUP, é um filtro que simula a aquisição dos dados em uma superfície mais
elevada que a original. Seus efeitos são de atenuação das anomalias de
pequeno comprimento de onda e a acentuação das fontes mais profundas, de
certa forma degradando os dados (Blakely, 1995). Sua utilização foi
determinada pela necessidade de integração com a grade do Projeto Sul do
Pará, cujos valores estavam continuados para 2.000 m. A opção de realizar
uma continuação para baixo, CNDN, da grade Sul do Pará para viabilizar a
integração foi descartada, tendo em vista que tal procedimento representa uma
filtragem de risco e instável (Blakely, 1995). Adicionalmente, alguns testes
realizados demonstraram, após exames visuais, que este filtro não recuperou o
conteúdo de freqüências original. A estes fatores somou-se o fato de haver
forte influência de fontes rasas (intrusivas básicas) na área do Projeto
Santarém, o que pôde ser suavizado pelo CNUP, que produz um efeito tipo
“low-pass”, facilitando o delineamento de estruturas regionais.
Conforme discutido anteriormente, para simular o campo perpendicular à
superfície, aplicou-se o REDP com diferença de fase de 70°, para mitigar os
problemas de instabilidade gerados a baixas latitudes. Tal procedimento
resultou, basicamente, na inversão de polaridade das anomalias originais. Foi
também realizada na grade do Projeto Santarém Leste uma estimativa de
localização e de profundidade de fontes, através do programa GRIDEPTH,
61

aseado nas Equações de Homogeneidade de Euler e desenvolvido para
dados em grade (Geosoft, 1994).
O levantamento referente ao Projeto Sul do Pará foi realizado para pesquisa
mineral em 1974, na região do embasamento adjacente à Bacia do Amazonas
(LASA, 1976). Foram utilizados dados de uma área restrita de tal
levantamento, cujas características estão relacionadas na Tabela 3.3. Os
dados foram obtidos em formato grade regular de 2x2 km, já processados
(correção de variação diurna, remoção do DGRF-75, nivelamento, filtragens) e
continuados para 2.000 m de altitude. Estes foram, então, exportados da
plataforma “mainframe” (IBM) para microcomputador (DOS), sendo
regradeados no GEOSOFT para cela de 1000 m e reduzidos ao pólo.
Estando as grades dos dois projetos com as mesmas características (tamanho
de cela, continuadas para cima e reduzidas ao pólo), pôde-se então realizar a
integração destas através de operações booleanas disponíveis no GEOSOFT
(Figura 3.5). Neste processo de integração foi dada, na região de sobreposição
das grades, prioridade aos valores da grade Santarém Leste.
O fluxograma de processamento dos dados aeromagnetométricos está
representado na Figura 3.6.
Os dados magnéticos integrados foram exportados, em formato XYZ, para o
sistema SITIM\SGI (Geossistemas, 1995), onde novamente refinou-se o
gradeamento para cela de 100 m.
62

9724000
0
666305
35km
0
MC=57 W
63
+304 nT
-155 nT
9501000
834000
Fig. 3.5 - Grades integradas do Campo Magnético Total Anômalo continuadas
para cima (2000m) e reduzidas ao pólo.

Projeto Santarém
dados c/correção de
variação diurna
IBM
remoção DGRF
GEOSOFT IBM
remoção de “spikes” e trechos ➩ nivelamento
com problemas - filtro “low-pass”
GEOSOFT
gradeamento e continuação
PROJETO SUL PARÁ para cima ( 2 km)
(correções e filtragens)
GEOSOFT GEOSOFT
gradeamento e redução ao pólo
redução ao pólo
GEOSOFT
operações
booleanas
GRADE
INTEGRADA ➩ SITIM/SGI
Fig. 3.6 - Fluxograma de processamento dos dados aeromagnetométricos.
64

3.2.3 MAPA MORFOESTRUTURAL
O mapa morfoestrutural (Figura 3.7) considerado neste trabalho foi gerado por
Miranda (1984), que utilizou a metodologia proposta por Soares et al. (1981),
acrescentando a esta dois novos modelos de anomalia morfoestrutural. A
metodologia é baseada no estudo da rede de drenagem e estabelece que uma
anomalia morfoestrutural, correspondente a um domo ou a uma depressão
estrutural, é caracterizada pelo arranjo simultâneo de formas anelares, radiais
e assimétricas, sendo avaliada por fatores de similaridade e de intensidade de
estruturação. Os dois modelos acrescidos por Miranda (1984) são: (1)
associação de um único ramo anelar com um alinhamento de drenagem,
podendo representar um domo ou uma depressão estrutural falhada; (2)
associação de, no mínimo, dois ramos anelares e convergentes de drenagem,
com seus afluentes dispostos assimetricamente, sem contudo definir uma
forma radial, interpretada como bloco basculado. Maiores detalhes podem ser
obtidos em Miranda (1984) e Soares et al. (1981).
3.3 MÉTODOS
O desenvolvimento deste estudo compreende três etapas básicas: a primeira
consiste na seleção, processamento e análise preliminar dos dados (imagens
de sensores remotos orbitais e levantamentos geofísicos); a segunda se
concentra na manipulação dos dados no Sistema de Informações Geográficas
(construção do banco de dados e processamentos digitais); a terceira consiste
da integração dos dados e interpretação dos resultados. A maior parte da
primeira etapa foi descrita nos sub-ítens anteriores deste capítulo; a segunda,
trataremos a seguir neste capítulo; a terceira, será discutida neste e no capítulo
seguinte. O fluxograma simplificado pode ser observado na Figura 3.8.
65

666305
9724000
0
MC=57 W
0
R io Ta p a jó s
35km
66
834000
Devoniano.
Ordoviciano/Siluriano
Proterozóico Médio / Superior
Arqueano / Proterozóico Inferior
9501000
Quaternário
Cretáceo /Terciário (Fm. Alter do Chão)
Eojurássico (intrusivas básicas) .
Fig. 3.7 - Mapa morfoestrutural e lineamentos ENE sobre o mapa geológico.
FONTE: Modificado de Miranda, (1984).
T

SELEÇÃO DOS DADOS
imagem digital
registro/mosaico
processamento digital
(SPRING/SITIM)
⇓
imagens em papel dados geofísicos
fotoleitura pré- processamento
fotoanálise (IBM/GEOSOFT)
fotointerpretação
(lineamentos) ⇓
processamentos digitais
⇓ modelagens
(GEOSOFT)
⇓
digitalização
processamentos
lineamentos grades
províncias magnéticas ⇐ interpretação ⇐ magnetometria
lineamentos magnéticos dados geofísicos gravimetria
geologia processamentos
topografia (SITIM/SGI)
morfoestruturas
arcabouço estrutural
isópacas, isólitas
➘ SGI
ANÁLISE
INTEGRADA
Fig. 3.8 - Fluxograma simplificado da metodologia.
67

3.3.1 FOTOINTERPRETAÇÃO
3.3.1.1 ESTUDO DE LINEAMENTOS
O estudo geológico dos lineamentos originou-se na Europa; o primeiro mapa
de lineamentos é atribuído a Hopkins, em 1841 (Liu, 1984). O interesse pelo
estudo dos lineamentos sofreu um notável incremento após a primeira metade
deste século, em função, dentre outros fatores, do desenvolvimento das
técnicas de sensoriamento remoto (Strome, 1975, citado por Liu, 1984).
O termo lineamento foi definido originalmente por W. Herbert Hobbs, em 1904,
como “uma significante linha do relevo, que revela a arquitetura oculta do
embasamento rochoso” (Liu, 1984; Miranda et al., 1986). Alguns autores, como
O’Leary et al. (1976), revisaram tal terminologia e conceberam diferentes
definições. Liu (1984) cita e adota a classificação de Sabins (1978), também
empregada neste trabalho:
a) linear é um adjetivo que descreve a natureza retilínea das
feições do terrreno, imagens ou mapas, devendo ser usado apenas
com essa conotação (e.g. vale linear, escarpa linear, etc. ). Assim,
feição linear torna-se um termo informal, apropriado para descrever
os elementos da crosta em função de sua geometria, sem
qualquer implicação genética ou estrutural;
b) lineação é um termo que deve ser usado apenas em sua
conceituação petrográfica, nunca como sinônimo de lineamento;
c) lineamento é uma feição linear topográfica ou tonal, expressa no
terreno, imagem ou mapa, que pode representar uma zona de
fraqueza estrutural.
O estudo de lineamentos através de imagens de satélite nesta dissertação foi
realizado em escala megascópica (1:250.000), permitindo uma visão regional
das estruturas geológicas da área.
68

3.3.1.2 MÉTODOS E CRITÉRIOS DE EXTRAÇÃO DE LINEAMENTOS
Embora existam alguns “softwares” para a extração automática de lineamentos
em imagens digitais baseados na detecção de bordas (Wang, 1993;
Budkewitsch et al., 1994), adotou-se o método visual monoscópico neste
trabalho.
Os critérios de extração de lineamentos a partir de sensores remotos são
baseados exclusivamente na observação conjunta das diferentes feições
topográficas ou tonais discriminadas nas imagens, ressaltando-se que o
comprimento dos lineamentos deve ser determinado com precisão (Liu, 1984
e Miranda et al., 1986). O critério mais utilizado no reconhecimento e extração
dos lineamentos é a presença de elementos topográficos lineares e/ou
alinhados, tais como escarpas retilíneas e alinhamentos de cristas, vales, rios,
lagos alongados, linhas de costa retilíneas, etc. Os casos menos freqüentes
são constituídos pelos lineamentos tonais, identificados sob a forma de limites
retilíneos que separam terrenos que apresentam nas imagens diferentes níveis
de cinza ou texturas. Tais autores observam que os elementos lineares do
terreno são quase sempre controlados estruturalmente, visto que fraturas ou
zonas de fratura (incluindo juntas, falhas e zonas de cisalhamento) afetam de
várias formas a topografia e as feições na superfície terrestre, controlando o
fluxo de água e a distribuição linear da vegetação. Lembram ainda que, em
rochas homogêneas, são comuns zonas de fraca resistência à erosão ao longo
de falhas e fraturas, tendendo a formar terrenos rebaixados e lineares.
A extração dos lineamentos foi realizada, segundo tais critérios, nas imagens
orbitais do satélite Landsat-5, bandas 4 e 5 do sensor TM, em papel preto e
branco, escala 1:250.000 (Figura 3.9). Cabe ressaltar, porém, que na área de
estudo, os terrenos fanerozóicos apresentam topografia suave, empobrecendo
o reconhecimento de feições topográficas e conduzindo, nesses terrenos, a
69

uma interpretação baseada principalmente na drenagem e nas variações
tonais. Após a extração dos lineamentos sobre as imagens em papel, o
“overlay” foi subdividido em dois quadrantes que foram então calibrados na
mesa digitalizadora através dos pontos de controle utilizados no registro das
imagens digitais, realizando-se, em seguida, a digitalização dos mesmos.
3.3.1.3 CLASSIFICAÇÃO DOS LINEAMENTOS
Para a classificação dos lineamentos retilíneos, seguindo a orientação de Liu
(1984), a direção (ou “trend”) foi adotada como principal critério, pois não varia
com o intérprete. Este autor sugeriu ainda seis outros critérios com esta
finalidade, dos quais foram utilizados três nesta dissertação:
a) padrões de distribuição na superfície (variações na freqüência de
ocorrência);
b) comprimentos comparativos;
c) relações mútuas de interseção.
70

9724000
666305
0
35km
0
MC=57 W
71
9501000
834000
Fig. 3.9 - Mapa total de lineamentos superimposto à imagem Lansat - 5 / TM
em composição colorida (5R 4G 3B). Os lineamentos foram extraídos a
partir da análise visual monoscópica em imagens Landsat-5/TM, nas
bandas 4 e 5.

Vale registrar que tais critérios de classificação não se aplicam a lineamentos
curvilíneos.
Utilizou-se o programa ANALIN, implementado no SITIM/SGI (Geossistemas,
1995) para o tratamento estatístico inicial dos lineamentos, a intervalos de
classe de cinco graus de azimute. A roseta (Figura 3.10) e a Tabela 3.4
geradas forneceram subsídios para a definição dos principais “trends” de
feições lineares na área de estudo, que foram individualizados como seis
sistemas distintos, agrupados em intervalos de azimute de 10 graus: N10-20E;
N45-55E; N75-85E; N10-20W; N40-50W e N75-85W.
Fig. 3.10 - Roseta mostrando a distribuição estatística das direções dos
lineamentos retilíneos (comprimento absoluto) com intervalos de
classe de 10 graus de azimute
72

TABELA 3.4 - ANÁLISE ESTATÍSTICA DA DIREÇÃO DOS LINEAMENTOS
COM INTERVALOS DE CLASSE DE CINCO GRAUS
Intervalo Freq.
Abs.
Comp. Abs. Freq.
Rel.
73
Comp.
Med.
85 a 90 57 95484,04 1,28 1675,16
80 a 85 341 553014,87 7,68 1621,74
75 a 80 390 683910,02 8,79 1753,62
70 a 75 127 224335,77 2,86 1766,42
65 a 70 15 19230,64 0,34 1282,04
60 a 65 4 1920,34 0,09 480,09
55 a 60 14 20343,73 0,32 1453,12
50 a 55 59 118380,62 1,33 2006,45
45 a 50 50 86433,25 1,13 1728,67
40 a 45 17 22708,15 0,38 1335,77
35 a 40 6 12692,56 0,14 2115,43
30 a 35 4 4731,41 0,09 1182,85
25 a 30 10 15821,15 0,23 1582,12
20 a 25 67 93929,95 1,51 1401,94
15 a 20 320 512386,36 7,21 1601,21
10 a 15 253 415956,81 5,70 1644,10
05 a 10 36 46931,31 0,81 1303,65
00 a 05 13 16064,47 0,29 1235,73
175 a 180 24 47048,40 0,54 1960,35
170 a 175 124 175912,89 2,79 1418,65
165 a 170 419 735242,98 9,44 1754,76
160 a 165 265 449876,02 5,97 1697,65
(continua)

TABELA 3.4 - Conclusão
155 a 160 66 120658,60 1,49 1828,16
150 a 155 53 93393,13 1,19 1762,13
145 a 150 68 122950,28 1,53 1808,09
140 a 145 101 185231,07 2,28 1833,97
135 a 140 200 319669,91 4,51 1598,35
130 a 135 246 416197,13 5,54 1691,86
125 a 130 163 293779,95 3,67 1802,33
120 a 125 12 199524,77 2,73 1648,97
115 a 120 125 231092,91 2,82 1848,74
110 a 115 118 212577,87 2,66 1801,51
105 a 110 82 143397,04 1,85 1748,74
100 a 105 174 281907,53 3,92 1620,16
95 a 100 223 338157,06 5,02 1516,40
90 a 95 84 158218,66 1,89 1883,56
TOTAL 4330 7469111,65 100,20
Além dos sistemas de lineamentos retilíneos acima, foi ainda individualizado na
região investigada um sistema de lineamentos curvilíneos.
3.3.2 SISTEMA DE INFORMAÇÕES GEOGRÁFICAS
O Sistema Geográfico de Informações (SGI) é um “software” que permite o
armazenamento, recuperação, manipulação e integração de dados
georreferenciados, bem como uma grande versatilidade na visualização
destes. Nesta dissertação, utilizou-se o SITIM/SGI (Geossistemas, 1995),
sistema desenvolvido pelo INPE/ENGESPAÇO para plataforma
microcomputador, em ambiente DOS, que consiste de um Sistema de
Informações Geográficas (SIG) com uma interface para um Sistema de
74

Tratamento de Imagens (SITIM). A unidade de trabalho no SITIM/SGI é
denominada Projeto e corresponde a determinda região geográfica, sendo
constituída por Planos de Informação (PI’s) que reúnem dados específicos
relativos à área do Projeto. Em cada PI são encontradas informações
referentes a uma única categoria, (Miranda et al., 1984).
3.3.2.1 BANCO DE DADOS
A construção do banco de dados é realizada através de processos de entrada
de dados no SGI, segundo determinadas categorias (Tabela 3.5). Toda
categoria é definida no momento da criação de um Projeto e do Plano de
Informação (PI) a ela correspondente.
O Projeto aqui denominado Tapajós foi definido com os seguintes parâmetros:
a) Sistema de Projeção: Universal Transversa de Mercator (UTM);
b) Datum Horizontal: SAD-69;
c) Meridiano Central: W 57 0 00’ 00’’ ;
d) Limites geográficos do Projeto : coordenadas leste 666.305 m e
834.000 m (55 0 30’ e 54 0 00’ W); coordenadas norte 9.501.000 m e
9.724.000 m (02 0 30’ e 04 30’ S).
e) Escala: 1:250.000.
75

TABELA 3.5 - CATEGORIAS CORRESPONDENTES À ENTRADA DE
Entradas de Modelos
Numéricos de Terreno
(MNT’s)
Cartas topográficas :
relevo
mapas de isópacas de
sal
Mapas de isólitas de
diabásio
mapa do embasamento
(profundidade)
dados
aeromagnetométricos
DADOS NO SGI
Entradas de Áreas (vetorial) Entradas de
Imagens (matricial)
mapa de lineamentos Landsat-5 ; bandas
TM-3, 4 e 5
mapa geológico
mapa morfoestrutural
Mapas base de dados
geofísicos
mapa de lineamentos
magnéticos*
Dados gravimétricos mapa de províncias
magnéticas*
mapa de arcabouço
estrutural
* dados derivados da interpretação do Campo Magnético Total Anômalo
reduzido ao pólo e continuado para cima (2000 m).
1) Entrada de MNT - os dados desta categoria foram introduzidos
através de digitalização de isolinhas e / ou de pontos cotados ou
através da importação de arquivos no formato XYZ
(aeromagnetometria e gravimetria);
2) Entrada de Áreas - os dados desta categoria foram
introduzidos através da importação de arquivos em formato dxf e,
principalmente, através da digitalização dos seguintes mapas:
76

a) polígonos abertos - mapas da rede de drenagem,
morfoestrutural, lineamentos superficiais (imagem),
lineamentos magnéticos e arcabouço tectônico;
b) arcos e ilhas - mapas geológico e de províncias magnéticas;
3) Entrada de Imagens - as imagens foram transferidas do SITIM
para o SGI através da importação de dados. A criação do PI
correspondente a cada imagem importada foi realizada no próprio
procedimento de importação.
3.3.2.2 CONVERSÕES E MANIPULAÇÕES
Álgebras de campo, disponíveis no SGI, realizam as seguintes conversões
entre os formatos das diferentes categorias:
1) Áreas / Imagens: transformação vetor-imagem e imagem-vetor;
2) MNT / Imagens: transformação de um MNT para um formato
imagem através de fatiamento em níveis de cinza.
A álgebra de campos MNT - imagem foi realizada para os Planos de
Informação topografia, gravimetria e magnetometria (Figura 3.11). A
transformação deu-se em duas etapas distintas, para a obtenção de um “pixel”
de 100 m, por limitação do próprio “software”. Na primeira etapa foi utilizado o
interpolador que trabalha com vizinhos mais próximos por quadrante/cota; na
segunda etapa, o interpolador bicúbico. Convertidos os dados para o formato
imagem, algumas manipulações, através de recursos de processamento de
imagens, foram realizadas no SITIM para melhorar a qualidade da
apresentação dos mesmos.
77

666305
9724000
(a)
0
666305
9724000
(c)
0
35km
35km
0
MC=57 W
0
MC=57 W
9501000
834000
9501000
834000
78
666305
9724000
(b)
450 m
7 m
+304 nT
-155 nT
0
35km
0
MC=57 W
9501000
834000
Fig. 3.11 - Imagens de topografia (a), gravimetria (b) e magnetometria (c -redu
zida ao pólo e continuada 2000 m para cima) expressas em níveis
de cinza.
+ 50 mGal
- 55 mGal

Alguns trabalhos demonstram que, para os dados geofísicos, os mapas de
contorno não são os produtos mais apropriados para a interpretação, sendo
que a representação contínua colorida ou em níveis de cinza, com recursos de
sombreamento, promovem maior riqueza de detalhes (Drury e Walker, 1987;
Kowalik e Glenn, 1987). As variações texturais são melhor percebidas se
representadas em tons de cinza e as variações de intensidade são melhor
representadas através da distribuição contínua de cores, que pode ser obtida
através da aplicação de diferentes “Look Up Tables” (LUT’s) ao dado digital
(Drury e Walker, 1987).
Às imagens obtidas a partir dos dados geofísicos e topográficos, foi aplicado
um aumento linear de contraste (ALC), através da manipulação de histograma,
melhorando a distribuição dos níveis de cinza (NC) e, conseqüentemente,
obtendo um maior realce das mesmas. Nessas imagens assim realçadas,
aplicou-se três diferentes LUT’s para colorização. O processo consiste em
realçar diferentemente três regiões da distribuição dos níveis de cinza (NC),
atribuindo a cada região, em uma composição RGB, uma cor primária. Obtém-
se, assim, uma distribuição contínua de cores entre o azul (valores baixos NC)
e o vermelho (valores altos de NC), passando por matizes intermediários
(verde e amarelo), conforme a Figura 3.12.
79

A colorização de imagens pode resultar como produto a cromoestereoscopia, a
partir da construção de óculos com prismas refrativos duplos (ChromaDepth).
Este processo, baseado nas leis da refração da luz, combina a visão da cor
com a percepção de profundidade. Neste aspecto, o vermelho representa o
alto relevo e o azul o baixo relevo, passando pelos matizes e relevos
intermediários (verde e amarelo). Uma discussão qualitativa desse processo
pode ser obtida em Toutin (1997). Procurou-se obter nesse trabalho, dentro do
possível, imagens colorizadas cuja distribuição de cores permitisse a
cromoestereoscopia, sendo o melhor resultado obtido nas imagens do Campo
Magnético Total Anômalo (reduzido ao pólo e continuado 2000 m para cima).
Nestas imagens então foram acentuadas muitas feições, o que enriqueceu a
interpretação dos lineamentos magnéticos.
Ainda à imagem magnética, foi aplicado sombreamento sintético, através do
programa Sombra, iluminando o dado com azimutes de 0 0 e 90 0 e com
inclinação de 45 0 , realçando, assim, feições importantes do relevo magnético.
3.3.2.3 INTEGRAÇÃO DIGITAL DE DADOS
A integração de dados geofísicos no ambiente SGI requer sua compatibilização
espacial com o acervo já existente, geralmente por meio de interpolação.
Considerando a baixa densidade de amostragem dos dados geofísicos
originais (aeromagnetometria e gravimetria), sua reinterpolação não acarreta
em ganhos adicionais de resolução, se comparados com as imagens orbitais
de sensoriamento remoto (Drury e Walker, 1987; Araújo e Carvalho, 1993,
entre outros). Uma opção muito utilizada para tal finalidade é a técnica IHS,
que permite a integração de informações de diferentes naturezas,
preservando a resolução espacial da base de dados (Crosta, 1992; Harris et
al., 1994; Rivard et al., 1994).
81

A representação IHS é uma tentativa de aproximação da formação de cores
segundo o sistema visual humano, sendo as cores definidas pelos atributos I
(intensidade), H (hue=matiz) e S (saturação). A transformação RGB => IHS =>
RGB é realizada através de algoritmos que relacionam os dois espaços de
cores, admitindo, se necessária, a aplicação, no espaço IHS, de um aumento
linear de contraste (Crosta, 1992). A transformação se processa segundo as
seguintes etapas:
i1 R I1 I2 R2
i2 1=> G 2=> H1 3 => H2 4 => G2
i3 B S1 S2 B2
1- atribuição das bandas i (1, 2 e 3) às cores RGB, obtendo um triplete;
2- a partir do triplete da imagem digital (1), realiza-se a transformação
RGB => IHS. Todas as informações de intensidade (I), matiz (H) e
saturação (S) dos três canais de entrada (R, G, B) estarão
concentradas nas bandas transformadas (I1, H1, S1);
3- neste espaço IHS, pode-se aplicar técnicas de realce, ou
simplesmente substituir uma ou mais imagens (I2, H2, S2);
4- retorna-se, a partir de I2, H2 e S2, ao espaço RGB obtendo-se a
imagem (R2, G2, B2).
A transformação IHS é uma técnica muito utilizada para integração de dados
de diferentes fontes, denominada integração IHS. É também empregada para
compor dados de uma mesma fonte, porém com diferentes características,
obtidas, por exemplo, a partir de filtragens e sombreamentos, gerando o que
Miranda et al. (1994) denominaram composição IHS. Na integração ou
composição IHS, deve-se atribuir ao canal I os dados de alta resolução ou
texturais e, aos canais H e S, dados de menor resolução, podendo esse último
assumir um “file” sintético (Harris et al., 1990; Almeida Filho, 1992; Harris et al.,
1994; Rivard et al., 1994, Rolim, 1993).
82

Yamakawa et al. (1994) integraram dados de sensores remotos Landsat-5/TM,
SPOT/HRV e SAR, além de dados topográficos, geológicos e geofísicos
(gravimetria e magnetometria), através da transformação IHS e,
principalmente, de operações aritméticas (adição e multiplicação de canais).
Harris et al. (1990) integraram dados de Landsat-5/TM, SAR, geológicos e
geofísicos através da técnica IHS, ressaltando as vantagens da integração da
imagem de radar com dados geológicos e geofísicos, como auxílio ao
mapeamento de estruturas. Utilizaram ainda a técnica IHS para relacionar
espacialmente textura e classes temáticas.
Almeida Filho (1992), estudando o kimberlito Redondão (SW do Piauí),
integrou imagens e razões de imagens Landsat-5/TM com fotografias aéreas
(digitalizadas) e com o modelo numérico de elevação, através da técnica IHS.
Rivard et al. (1994), estudando a região de Ontário, onde são registradas
deformações associadas a um astroblema, utilizaram dados SAR e
magnetométricos de alta resolução, integrando os mesmos através da
transformação IHS, de forma a ressaltar as anomalias magnéticas, mapear
falhas e diques e estabelecer hipóteses sobre a evolução tectônica.
Kowalik e Glenn (1987) ressaltaram a importância da integração dos dados
geofísicos com imagens orbitais do satélite Landsat-5 (TM e MSS) para
identificar algumas feições estruturais não discerníveis separadamente.
Harris et al. (1994) compararam quatro técnicas de integração de dados: IHS,
transformação por principais componentes, operações aritméticas entre
bandas (TM/SPOT e TM/SAR) e composição colorida de imagens. Advertiram
para a utilização de mais de três bandas na integração, muitas vezes
inviabilizando a interpretação do resultado, ressaltando ainda que a
83

transformação IHS não está isenta de problemas, mas se mostra mais flexível
que as demais técnicas, apresentando as seguintes vantagens:
1) controle individual dos parâmetros I, H e S, permitindo maior
controle sobre a integração;
2) preservação das características espectrais e espaciais dos dados de
entrada;
3) relação entre as cores originais e produzidas, permitindo melhor
interpretabilidade;
4) produção de amplo intervalo de cores;
5) possibilidade de combinar mais de cinco canais, ainda assim
interpretáveis.
Nesta dissertação foram obtidas duas composições IHS nas imagens do
campo magnético total anômalo (reduzido ao pólo e continuado 2000 m para
cima), associando, assim, à mesma imagem, características texturais e tonais.
À banda I, foram atribuídas, em cada uma das composições, as imagens
sombreadas de zero ( iluminação norte-sul) e noventa graus (iluminação leste-
oeste), conforme Figura 3.13. Às bandas H e S foram atribuídas as imagens
sem sombreamento. As citadas composições IHS enriqueceram sobremaneira
a interpretação dos dados, principalmente na identificação de lineamentos
magnéticos. A análise integrada dos dados de sensoriamento remoto,
geológicos e geofísicos foi realizada, em sua maioria, através da sobreposição
de planos de informação.
84

666305
9724000
85
35km 9501000
834000
+304 nT
-155 nT
+304 nT
-155 nT
0
MC=57 W
Fig. 3.13 - Imagens do Campo Magnético Total Anômalo (reduzido ao pólo e con
tinuado 2000 m para cima) iluminadas de norte, 0 graus (acima) e de
leste 90 graus (abaixo). Notar que a iluminação no sentido norte-sul
suaviza os puxamentos na direção N e ressalta as feições de direção
leste-oeste. A imagem iluminada de leste-oeste ressalta feições NE e
NW e os puxamentos na direção N.

CAPÍTULO 4
ANÁLISE DOS DADOS
4.1 DADOS DE SENSORIAMENTO REMOTO - LINEAMENTOS
Para ordenar os sistemas de lineamentos similares segundo uma cronologia
relativa, serão utilizados os critérios fotogeológicos de Lathram e Albert (1974),
citados por Miranda et al. (1986). Com base em tais critérios, se estabelece a
similaridade entre os lineamentos, lembrando que esta sugere que sistemas
com características afins estejam associados a um mesmo evento de
deformação, ou seja, que sejam contemporâneos no tempo geológico (Liu,
1984 e Miranda et al., 1986). De acordo com os citados autores, os
lineamentos mais curtos e com maior distribuição na superfície são
representativos de estruturas mais jovens. Estas feições tendem a mascarar os
lineamentos mais longos e de distribuição mais restrita, que estão associados
a estruturas mais antigas. Espera-se que o sistema mais antigo seja aquele
representado pelos lineamentos curvilíneos, que apresentam distribuição mais
restrita e concentração sobre terrenos pré-cambrianos. Tais lineamentos estão
provavelmente associados à foliação de rochas metamórficas; em terrenos
fanerozóicos, podem ser relacionados à compactação direferencial de
sedimentos sobre rochas metamórficas sub-aflorantes.
Com base nos critérios acima descritos, pode-se caracterizar duas grandes
classes de lineamentos (curvilínea e retilínea), verificando-se visualmente que
os lineamentos curvilíneos são, em geral, significativamente mais extensos
(sobretudo aqueles desenvolvidos no embasamento; comparar Figuras 4.1 e
4.2).
87

9724000
666305
0
MC=57 W
0
R io Ta p a jó s
35km
Fig. 4.1 - Lineamentos retilíneos sobrepostos ao mapa geológico.
88
9501000
834000
Quaternário
Cretáceo /Terciário (Fm. Alter do Chão)
Eojurássico (intrusivas básicas) .
Devoniano.
Ordoviciano/Siluriano
Proterozóico Médio / Superior
Arqueano / Proterozóico Inferior
T

9724000
0
666305
0
MC=57 W
R io Ta p a jó s
35km
89
Quaternário
Cretáceo /Terciário (Fm. Alter do Chão)
Eojurássico (intrusivas básicas) .
Devoniano.
Ordoviciano/Siluriano
Proterozóico Médio / Superior
Arqueano / Proterozóico Inferior
9501000
834000
Fig. 4.2 - Lineamentos curvilíneos sobrepostos ao mapa geológico. Notar concen
tração na região do embasamento, caracterizando tais como as mais
antigas.
T

A classe de lineamentos curvilíneos concentra-se, como esperado, nas rochas
do embasamento proterozóico, podendo apresentar prolongamenos
aproximadamente retilíneos em terrenos fanerozóicos. Tal classe é constituída
por lineamentos mais alongados e de direção geral NW, provavelmente
relacionados geneticamente ao desenvolvimento da Província Maroni-
Itacaiunas (Fig. 2.2) proposta por Cordani et al. (1979). De acordo com as
citadas características, esta classe representa os lineamentos mais antigos da
área (Figura 4.2). A classe de lineamentos retilíneos comporta seis sistemas de
lineamentos (Tabela 4.1), classificados de acordo com o “trend” principal
(Capítulo 3), sendo descritos e analisados a seguir.
TABELA 4.1 - SISTEMAS DE LINEAMENTOS RETILÍNEOS
SISTEMA INTERVALO
DE AZIMUTE
FREQ.
ABS
90
COMP.
ABS. (m)
FREQ.
REL. (%)
COMP.
REL.
(%)
COM.
MÉDIO
(m)
1 N10-20E 573 928343 12.91 12.43 1620
2 N45-55E 109 204814 2.46 2.74 1879
3 N75-85E 731 1236924 16.47 16.56 1692
4 N10-20W 684 1185119 15.41 15.86 1732
5 N40-50W 446 735867 10.05 9.85 1649
6 N75-85W 397 620064 8.94 8.30 1561
TOTAL 2940 4911131 66.24 65.74
N10-20E: este sistema condiciona trechos de importantes rios como o
Tapajós e o Moju e está distribuído desde o embasamento até a
Formação Alter do Chão, com significativa concentração nas porções
topograficamente mais altas desta, (Figuras 4.3a e b);

9724000
666305
0
MC=57 W
0
R io Ta p a jó s
35km
91
Devoniano.
Ordoviciano/Siluriano
Proterozóico Médio / Superior
Arqueano / Proterozóico Inferior
9501000
834000
Quaternário
Cretáceo /Terciário (Fm. Alter do Chão)
Eojurássico (intrusivas básicas) .
Fig. 4.3a - Lineamentos N10-20E sobrepostos ao mapa geológico.

666305
9724000
0
R io Ta p a jó s
35km
R io M o ju
0
MC=57 W
92
9501000
834000
Fig. 4.3b - Lineamentos N10-20E sobrepostos à imagem topográfica. Observar
condicionamento do Rio Tapajós a esta direção e sua concentração
nos altos topográficos da Fm. Alter do Chão.
450 m
7 m

N45-55E: este sistema condiciona longo trecho do Rio Curuá-Una,
apresentando distribuição restrita à Formação Alter do Chão, na
porção norte da área, mais próxima ao depocentro da bacia. Sua
freqüência absoluta é baixa em relação aos demais sistemas (Tabela
4.1), em razão do seu paralelismo com a direção de iluminação (N52-
54E), conforme discutido anteriormente (Figuras 4.4a e b). No entanto,
Miranda (1984) identificou uma faixa estrutural composta por
lineamentos N40-50E com posicionamento idêntico àquele proposto no
presente trabalho. Vale ressaltar que tal autor utilizou, para a extração
de lineamentos, mosaicos radargramétricos do Projeto RADAMBRASIL,
cuja direção de iluminação é E-W.
N75-85E: este sistema tem forte expressão topográfica, definindo a direção
geral das encostas nas regiões do embasamento e de rochas
paleozóicas, bem como conferindo um aspecto rugoso à topografia em
sua área de ocorrência no domínio na Formação Alter do Chão. Esse
sistema também condiciona alguns cursos d’água e distribui-se em uma
faixa bem definida, de cerca de 85 km, que engloba do embasamento
à Formação Alter do Chão (Figuras 4.5a e b);
N10-20W: este sistema condiciona trechos de alguns cursos d’água como
o Rio Tutuí, distribuindo-se do embasamento à Formação Alter do
Chão e mostrando alguma concentração em faixas paralelas (Figuras
4.6a e b);
N40-50W: este sistema ocorre predominantemente nas rochas da Formação
Alter do Chão, sendo sua distribuição muito restrita nas rochas
paleozóicas e do embasamento. Sua caracterização é favorecida pela
geometria de aquisição dos dados do satélite Landsat-5, pois é quase
perpendicular ao azimute solar (Figuras 4.7 e 4.4a);
93

9724000
0
666305
0
MC=57 W
35km
Rio Ta p a jó s
94
Quaternário
Cretáceo /Terciário (Fm. Alter do Chão)
Eojurássico (intrusivas básicas) .
Devoniano.
Ordoviciano/Siluriano
Proterozóico Médio / Superior
Arqueano / Proterozóico Inferior
9501000
834000
Fig. 4.4a - Lineamentos N45-55E e N40-50W sobrepostos ao mapa geológico.
Notar a distribuição praticamente restrita à Fm. Alter do Chão.

9724000
666305
0
R io Ta p a jó s
35km
Rio M o ju
95
0
MC=57 W
R io C u ru á U n a
834000
9501000
Fig. 4.4b - Lineamentos N45-55E sobrepostos à imagem topográfica. Notar o
condicionamento do Rio Curuá - Una e do Rio Moju, bem como a
distribuição restrita à porção norte da área de estudo.
450 m
7 m

666305
9724000
0
MC=57 W
0
R io Ta p a jó s
35km
Fig. 4.5a - Lineamentos N75-85E sobrepostos ao mapa geológico.
96
Quaternário
Cretáceo /Terciário (Fm. Alter do Chão)
Eojurássico (intrusivas básicas) .
Devoniano.
Ordoviciano/Siluriano
Proterozóico Médio / Superior
Arqueano / Proterozóico Inferior
9501000
834000

666305
9724000
0
35km
Fig 4.5b - Lineamentos .
N75-85E sobrepostos à imagem topográfica. Observar
o condicionamento do relevo nas encostas desenvolvidas em rochas
paleozóicas e do embasamento, bem como o aspecto rugoso que
confere à topografia da Fm. Alter do Chão.
97
0
MC=57 W
450 m
7 m
9501000
834000

666305
9724000
0
MC=57 W
0
R io Ta p a jó s
35km
98
Devoniano.
Ordoviciano/Siluriano
Proterozóico Médio / Superior
Arqueano / Proterozóico Inferior
834000
Quaternário
Cretáceo /Terciário (Fm. Alter do Chão)
Eojurássico (intrusivas básicas) .
9501000
Fig. 4.6a - Lineamentos N10-20W e N75-85W sobrepostos ao mapa geológico.

9724000
666305
0
35km
R io Ta p a jó s
99
R io C u ru á U n a
0
MC=57 W
R io Tu tu í
9501000
834000
Fig. 4.6b - Lineamentos N10-20W sobrepostos à imagem topográfica. Notar o
condicionamento de um trecho do Rio Tutuí e sua ampla distribui
ção na área de estudo.
450 m
7 m

666305
9724000
0
R io Ta p a jó s
35km
100
R io C u ru á U n a
0
MC=57 W
9501000
834000
Fig. 4.7 - Lineamentos N40-50W sobrepostos à imagem topográfica. Notar distri
buição praticamente restrita à porção norte da área (Fm. Alter do Chão).
450 m
7 m

N75-85W: este sistema tem pouca expressão na área de estudo,
estando presente apenas nas rochas da Formação Alter do Chão, onde
mostra alguma concentração em faixas paralelas (Figura 4.6a).
Pode-se notar que, invariavelmente, todos os sistemas retilíneos são
mapeados na Formação Alter do Chão (Figura 4.1). Cabe aqui ressaltar que
esta unidade estratigráfica tem pobre conteúdo fossilífero, sendo de difícil
datação, aceitando-se uma idade compreendida entre o Cretáceo e o Terciário
(Cunha et al., 1994). Entre os sistemas de lineamentos retilíneos não são
observadas variações significativas do comprimento médio, sendo estes
mapeados na Formação Alter do Chão, podendo, ou não, estarem
caracterizados nos terrenos paleozóicos e proterozóicos. Essas características
afins concedem a tais sistemas uma similaridade que permite considerá-los
contemporâneos no tempo geológico, associados a um evento de
deformação, de acordo com os critérios de Lathram e Albert (1974), citados por
Miranda et al. (1986). Assume-se, portanto, nessa dissertação, uma
contemporaneidade desses lineamentos em tempos geológicos posteriores à
deposição da Fm. Alter do Chão, tendo em vista a inviabilidade de se
estabelecer com segurança as relações espaciais e temporais entre tais
sistemas através de um mapeamento de campo, em função das características
da área (escassez de afloramentos).
Os sistemas N10-20E e N10-20W (Figuras 4.3 e 4.6) são muito freqüentes e
apresentam ampla distribuição, do Proterozóico ao Terciário, concentrando-se
neste último. Esses sistemas estão associados a direções de fraqueza mais
antigas que a Fm. Alter do Chão, sugerindo reativação das mesmas. Nesse
sentido, a literatura descreve as direções NS e NNE como direções de
distensão (afetando tanto a bacia quanto o embasamento), associadas às
intrusões de diques de diabásio durante o Eojurássico, conforme Teixeira
(1978), Miranda e Boa Hora (1984) e Boa Hora (1985). A direção NNW está
presente no embasamento juntamente com classe de lineamentos curvilíneos,
101

descrita anteriormente como a mais antiga. Esses sistemas não foram
mapeados pela magnetometria provavelmente em função da geometria de
aquisição dos dados (linhas de vôo NS).
A análise integrada mostra que os sistemas N75-85E e N75-85W estão bem
mapeados apenas nas imagens Landsat-5/TM. Nas imagens do Campo
Magnético Total Anômalo foram bem caracterizados sistemas de direção geral
EW, que apresentam leves encurvamentos tanto para NE quanto para NW.
Travassos e Barbosa Filho (1990) mapearam, através de sísmica de reflexão,
na Fm. Alter do Chão, grande falha transcorrente dextral com “trend” EW
(Figuras 2.3 e 4.8).
Os sistemas N45-55E e N40-50W apresentam distribuição praticamente
restrita à Fm. Alter do Chão e ângulo de interseção de cerca de 90 graus,
(Figura 4.4a). Recorrendo a uma análise integrada digitalmente, através da
sobreposição de planos de informação, observa-se que esses dois sistemas
estão muito bem caracterizados em subsuperfície, nas imagens do Campo
Magnético Total Anômalo, sendo muitas vezes coincidentes seus traçados
(Figura 4.9). O sistema N45-55E é paralelo à direção geral de eixos de dobras
e falhas reversas, mapeadas em subsuperfície na Fm. Alter do Chão, através
de sísmica de reflexão, por Travassos e Barbosa Filho (1990), caracterizando
feições compressivas nesta direção (comparar Figuras 4.4a e 4.8).
102

666305
9724000
OS
0
MC=57 W
0
Legenda:
R io Ta p a jó s
35km
pC
feições terciárias
feições mais antigas
103
D
T
CP
pCp
JKp
834000
Devoniano.
Ordoviciano/Siluriano
Proterozóico Médio / Superior
Arqueano / Proterozóico Inferior
9501000
Quaternário
Cretáceo /Terciário (Fm. Alter do Chão)
Eojurássico (intrusivas básicas - soleiras) .
Fig. 4.8 - Arcabouço estrutural mapeado pela sísmica (Travassos e Barbosa
Fillho, 1990) sobreposto ao mapa geológico mostrando uma falha trans
corrente dextral com orientação E-W, falhas transcorrentes, anticlinais
e falhas reversas com direção geral NE.

9724000
0
666305
35km
104
0
MC=57 W
+304 nT
-155 nT
9501000
834000
Fig. 4.9 - Campo Magnético Total Anômalo (reduzido ao pólo e continuado 2000
m para cima) iluminado de leste, mostrando a coincidência entre os
lineamentos magnéticos NE/NW (branco) e os lineamentos NE/NW
extraídos da imagem de satélite (preto).

As direções N10-20W e N75-85W podem ser consideradas como par
conjugado de fraturas de deslocamento lateral (antitéticas e sintéticas,
respectivamente), com ângulo em torno de 65 graus (Figura 4.6a), conforme
veremos no próximo parágrafo. A direção N75-85E individualiza-se pela
freqüência e distribuição singulares, sendo aqui considerada como a direção
de deslocamento principal de uma zona de cisalhamento dextral (Figuras 4.5a
e b).
Admitindo a contemporaneidade dos sistemas de lineamentos retilíneos e
considerando o “trend” NE como constituído por feições compressivas,
conforme proposto por Travassos e Barbosa Filho (1990), a análise dos
sistemas de lineamentos, baseada na conceituação de Wilcox et al. (1973),
Tchalenko (1970), Harding (1974) e Lowell (1985), sugere um modelo de
tectônica “wrench” dextral com direção principal de deslocamento N75-85W,
na região da borda sul da bacia (Figura 4.10). Neste modelo, os sistemas de
lineamentos mapeados representariam:
1) N75-85E - zona principal de deslocamento;
2) N45-55E - dobras e falhas reversas;
3) N40-50W - falhas normais;
4) N10-20W - falhas antitéticas;
5) N75-85W - falhas sintéticas;
Estudos de “breakouts” (ovalização de diâmetros de poços), realizados por
Lima et al. (1997) em três poços (1-BR-1-PA, 1-SP-1-PA, 1-TU-1-PA) na área
de estudo (Figura 4.11), apontam para uma direção atual de compressão NW,
consistente com o modelo acima proposto.
105

9724000
0
666305
MC=57 W
0
R io Ta p a jó s
35km
106
Devoniano.
Ordoviciano/Siluriano
Proterozóico Médio / Superior
Arqueano / Proterozóico Inferior
9501000
834000
Quaternário
Cretáceo /Terciário (Fm. Alter do Chão)
Eojurássico (intrusivas básicas) .
Fig. 4.10 - Lineamentos retilíneos filtrados sobre mapa geológico e o elipsóide
de deformação aplicado ao modelo de tectônica "wrench" dextral, com
direção principal de deslocamento N75-85E.

A reativação de direções de fraquezas antigas se torna, mais uma vez, uma
hipótese plausível, reforçando os trabalhos de Andrade e Cunha (1971),
Rezende e Brito (1973), Amaral (1974), Porto e Szatmari (1982), Brito Neves et
al. (1984), Cunha (1982), Miranda (1984), Miranda e Boa Hora (1984), Carneiro
e Jucá (1985), Teixeira (1988), Neves et al. (1989), Neves (1990), Travassos e
Barbosa Filho (1990), Wanderley Filho (1991), entre outros.
O sistema N10-20E, como anteriormente mencionado, está associado à
direção de intrusão de diques básicos no Eojurássico. O seu posicionamento
nas porções topograficamente mais altas da Fm. Alter do Chão, junto à borda
sul da bacia (Figuras 4.3a e b), sugere uma possível compactação diferencial
de sedimentos sobre enxames de diques cortando a seção paleozóica. A
hipótese de uma reativação transcorrente dextral desta direção durante o
desenvolvimento desses esforços, posteriores à deposição da Fm. Alter do
Chão, parece ser bastante plausível.
107

4.2 DADOS GEOFÍSICOS
4.2.1 GRAVIMETRIA
Linsser (1958) observou, em um levantamento regional da bacia, uma cadeia
de altos gravimétricos na sua parte central, ressaltando que tais feições não
poderiam ser explicadas pela presença de corpos intrabacinais, considerando
a grande amplitude das anomalias. Propôs que esses altos, de características
suaves, corresponderiam a massas intraembasamento.
Nunn e Aires (1985, 1988) propuseram também a existência de corpos
intraembasamento para explicar tais anomalias e realizaram modelagem
gravimétrica, explicando a não coincidência entre os altos gravimétricos e o
depocentro da bacia através de modelos tridimensionais da crosta.
Observaram que, na região próxima ao depocentro da bacia, as anomalias
gravimétricas positivas suplantam as negativas (que seriam esperadas para
uma espessa seção sedimentar) e que o padrão em cadeia de valores
positivos flanqueados por anomalias negativas indica sobrecarga da crosta,
provocada por intrusão ou substituição por material mais denso em
profundidade.
Fischler et al. (1997), em estudo gravimétrico regional no Mar de Barents,
também concluíram, através de modelagem, que a cadeia de altos
gravimétricos na região da bacia sedimentar representava massas
intraembasamento.
O mapa de anomalias Bouguer apresenta, na área de estudo, dois altos
distintos próximos ao eixo da bacia (Figura 4.12). Com base nos parâmetros
propostos no trabalho de Nunn e Aires (1988), realizou-se, através do
programa GM-SYS, disponível no GEOSOFT, uma modelagem gravimétrica a
108

partir de três perfis selecionados na grade (dois N-S e um E-W) os quais
interceptam tais anomalias. A espessura crustal inicial trabalhada foi de 50 km,
com base em estudo de dispersão da ondas Rayleigh realizado por Rembarger
em 1984 (citado por Nunn e Aires, op cit); a profundidade máxima da bacia foi
considerada 7 km. Os parâmetros referentes à densidade foram:
1) rochas sedimentares: 2,55 g/cm 3 (média da densidade de vários
poços);
2) crosta continental superior: 2,75 g/cm 3 (estimada por análise
de velocidade sísmica);
3) crosta continental inferior: 2,85 g/cm 3 (estimada por análise de
velocidade sísmica);
4) corpo intrusivo: 3,0 g/cm 3 (compatível com piroxenito amostrado em
poço);
5) 3
manto superior: 3,3 g/cm .
Os perfis modelados indicam como resultado a substituição ou intrusão de
massas através da crosta inferior e atingindo parcialmente a crosta superior,
conforme proposto pelos autores supra citados. O modelo admite uma bacia
com profundidade máxima local de 7 km, limites entre crosta superior e inferior
em torno de 20 km e entre crosta inferior e manto em torno de 48 km. Os
resultados obtidos apontam para o corpo a oeste, perfil 1 (Figura 4.13a), uma
profundidade de cerca de 15 km e, para o corpo a leste, perfil 2 (Figura 4.13b),
uma profundidade de cerca de 8 km, confirmadas pela modelagem na direção
leste-oeste, perfil 3 (Figura 4.13c).
109

9724000
0
666305
p e rfil 1
35km
110
p e rfil 3
0
MC=57 W
p e rfil 2
+50 mGal
- 55 mGal
9501000
834000
Fig. 4.12 - Imagem e contorno do Campo Gravimétrico (Bouguer) com a locali
zação dos perfis modelados. Notar os dois altos gravimétricos pronun
ciados.

Fig. 4.13 - Perfis modelados através do GM-SYS/GEOSOFT, com parâmetros de
finidos por Nunn e Aires (1988). As profundidades estimadas para as
intrusões são de cerca de15 km (a) e 8 km (b) para os corpos a oeste
e leste, respectivamente (Fig. 4.12), o que é confirmado pela mode
lagem leste-oeste (c). Notar o ótimo ajuste dos valores medidos, além
do baixíssimo erro estimado.
111

Linsser (1958), Rezende e Brito (1973), Nunn e Aires (1985, 1988), Coutinho e
Gonzaga (1996), entre outros, associam essas massas ao rifteamento
precursor da bacia, relacionando-as ao piroxenito perfurado em Cuminá (PA),
datado em cerca de 570 +/- 70 m.a (Cunha et al., 1994).
4.2.2 MAGNETOMETRIA
4.2.2.1 ANÁLISE QUANTITATIVA
A análise quantitativa é realizada através do espectro de potência do Campo
Magnético Total Anômalo, que permite associar os “slopes” às profundidades
médias das fontes (Spector e Grant, 1970). Deve-se considerar, no entanto,
que a análise de dados de campo magnético na direção vertical apresenta
restrições, resultantes da ambiguidade inerente ao método, devendo ser
aplicada para objetivos de caráter regional e genérico, conforme discutido por
Gay (1996). A análise do espectro de potência da área (Figura 4.14), obtido a
partir da grade no GEOSOFT, permitiu inferir algumas profundidades médias
aproximadas e as fontes associadas, quais sejam: 0,1 km e 0,5 km, diabásios
rasos; 7,0 km, embasamento; 20,0 km, Temperatura Curie.
112

Fig. 4.14 - Análise quantitativa através do espectro de potência da grade
Santarém Leste. Os "slopes" fornecem profundidades de fontes a cer
ca de 0,1 km; 0,5 km; 7,0 km; 20,0 km.
113

4.2.2.2 ANÁLISE QUALITATIVA
Uma característica marcante na área de estudo é a influência de fontes rasas e
a sobreposição destas com fontes mais profundas. O Campo Magnético Total
Anômalo pôde ser mapeado de acordo com as diferentes assinaturas
magnéticas, com base nos critérios de similaridade de conteúdo de
freqüências e respectivas amplitudes, em quatro províncias distintas (Figuras
4.15 e 4.16). Poços na área, atingindo diferentes profundidades, mas não o
embasamento, com exceção do 1-FO-1-PA, testemunham a presença de
diabásio (Tabela 4.2 e Figura 4.16), confirmando muitas interpretações e
mostrando uma estreita relação entre conteúdo de freqüências e profundidade
de fonte.
A província P1 representa um significativo alto magnético, de origem profunda
como veremos mais adiante, com sobreposição de fontes mais rasas, onde se
concentram as maiores espessuras de soleiras de diabásio (Figuras 4.15 e
4.16) e boa parte dos lineamentos (Figura 4.17). As amplitudes variam 80 a
300 nT e os poços 1-TU-1-PA, 1-SP-1-PA e 1-TA-1-PA testemunham espesso
diabásio a aproximadamente de 700 m de profundidade. Esta província
apresenta uma geometria aproximadamente romboédrica, com limites
definidos pelas direções NE e EW, sendo o limite sul marcado por forte e
contínuo gradiente de direção geral EW (Figura 4.15).
114

Fig. 4.15 - Imagem do Campo Magnético Total Anômalo (reduzido ao pólo e con
tinuado 2000 m para cima) com contorno. Notar a distribuição do
conteúdo de freqüências e o caráter alongado aproximadamente EW
das feições na porção central da área.
115

9724000
666305
0
35km
116
0
MC=57 W
9501000
834000
Fig. 4.16 - Províncias magnéticas individualizadas de acordo com padrões de
similaridade (conteúdo de freqüências e respectivas amplitudes), com
sobreposição das isólitas de diabásio e dos poços da área.

TABELA 4.2 - POÇOS NA ÁREA E PROFUNDIDADES DO DIABÁSIO
Poço profundidade
(m) inicial*
espessura total
(m) aproximada
*
117
província
magnética
profundidade
máxima do
poço (m)*
1-TU-1-PA 710 823 P1 2914
1-TA-1-PA ** 670 345 P1 1120
1-TR-1-PA 1062 450 P2 3255
1-SP-1-PA 760 694 P1 3300
2438 165 ***
2-BU-1-PA 540 567 P2 2405
1-AB-1-PA 127 421 P2 1384
1173 18 *** P2
2-CPST-1-PA 13 526 P2 1878
1-FO-1-PA 15 306 P3 1710
1-AC-1-PA** 1095 243 P3 3580
1-BR-1-PA 1192 404 P3 3376
* As profundidades são calculadas em relação à superfície do poço e as
espessuras são a somatória de várias soleiras localizadas nas seções permo-
carboníferas.
** 1-TA-1-PA - poço pendurado no diabásio ainda na seção carbonífera.
** 1-AC-1-PA - apresenta um dique a 2945m de profundidade com 572m
perfurados.
*** espesssuras de soleiras na seção devoniana perfurada.
A província P2 apresenta amplitudes variando de -30 a +120 nT. No limite com
a porção norte de P1, ocorre uma suavização relativa do alto magnético e das
altas freqüências, com diabásio testemunhado a 1062 m pelo poço 1-TR-1-PA.
A sul de P1, a província P2 apresenta maior contéudo de altas freqüências,

estas associadas a fontes rasas, onde o poço 2-BU-1-PA testemunha espesso
diabásio a 540 m de profundidade e os poços 1-AB-1-PA e 2-CPST-1-PA
encontram diabásios a 127 m e 13 m, respectivamente. Ainda nesta região,
predominam os lineamentos magnéticos de menor extensão (Figura 4.17) e as
anomalias são grosseiramente alongadas segundo a direção leste-oeste
(Figura 4.15).
A província P3 é caracterizada pelo domínio de baixos magnéticos com
amplitudes variando de -150 a + 20 nT. Na sua porção sul, tal província
mostra relativo conteúdo de altas freqüências, principalmente nas vizinhanças
de P1. Nas proximidades do embasamento, envolve o pacote paleozóico
aflorante e soleiras de diabásio (Figura 4.18), com freqüências relativamente
mais baixas, onde o poço 1-FO-1-PA testemunha diabásio subaflorante. Na
porção norte, com o embasamento mais profundo, a província P3 apresenta
relevo magnético mais suave, testemunhando os poços 1-AC-1-PA e 1-BR-1-
PA diabásios a 1095 e 1192m de profundidade, respectivamente. Lineamentos
magnéticos são menos freqüentes nesta província que nas duas anteriores
(Figura 4.17).
A província P4 encerra uma região com predominância de altos magnéticos
associada ao embasamento aflorante na área, com amplitudes de anomalias
variando de - 85 a + 115 nT (Figura 4.18 e Figura 4.15). É importante lembrar
que os dados dessa província não foram tratados no presente trabalho, não
havendo controle dos parâmetros de processamentos utilizados, tais como
filtros de suavização. Deve-se ressaltar, todavia, que as anomalias e
descontinuidades magnéticas dessa província mostram coerência espacial
com os lineamentos curvilíneos mapeados em superfície na imagem Landsat-
5/TM (comparar as Figuras 4.2 e 4.9).
118

9724000
0
666305
35km
119
0
MC=57 W
9501000
834000
Fig. 4.17 - Lineamentos magnéticos sobrepostos ao mapa de províncias. A pro
víncia P1 concentra grande número de lineamentos; P2 concentra
predominantemente lineamentos de menor extensão; P3 apresenta
menor densidade de lineamentos. A análise comparativa de P4 não
será realizada por terem sido seus dados diferentemente pro
cessados.

9724000
0
666305
35km
120
0
MC=57 W
9501000
834000
Fig. 4.18 - Sobreposição dos mapas geológico (temático-linhas) e de províncias
magnéticas (temático-colorido).

Conforme já mencionado, uma pronunciada descontinuidade de direção geral
E-W ressalta o limite sul do alto magnético (província P1) através de um forte
gradiente (Figura 4.15), onde se concentram as fontes mais profundas,
calculadas através do GRIDEPTH (Figura 4.19). Miranda e Boa Hora (1984)
observaram essa descontinuidade e consideraram duas alternativas para
explicá-la: a primeira propõe uma faixa de maior magnetismo causado por um
embasamento de constituição mais básica localmente; a segunda propõe uma
zona preferencial de intrusivas básicas e ultrabásicas relacionadas à formação
da bacia, à qual se associaram intrusões mais rasas.
Os lineamentos magnéticos, extraídos da imagem sombreada, apresentam
extensões variando de algumas unidades a dezenas de quilômetros e
orientam-se nas direções: NE-SW, E-W e NW-SE (Figura 4.20). Estas direções
estão presentes também na Bacia do Solimões, onde foram interpretadas
como produto de recobrimento lateral entre zonas de cisalhamento dextral com
direção principal de deslocamento E-W, conforme Affonso (1991). Chama a
atenção na área a continuidade e grandes extensões dos lineamentos de
direção geral EW, que preferencialmente truncam os demais, definem limites
de várias províncias e são marcantes em toda a área, exceto no embasamento
(Figura 4.17).
A análise estatísitica das direções dos lineamentos magnéticos, através do
programa ANALIN do SGI, mostra, no quadrante NE, lineamentos distribuídos
na faixa N40-90E, com concentrações nas faixas N50-60E e N80-90E. No
quadrante NW, tais feições estão distribuídas nas faixas N40-60W e N80-90W
(Figura 4.21). Os “trends” NE e NW têm correspondentes na superfície, muitas
vezes coincidindo seus traçados (Figura 4.9) com lineamentos observados nas
imagens Landsat-5/TM. Azimutes NS não são bem caracterizados devido à
geometria de aquisição dos dados magnéticos, com direção de vôo norte-sul.
121

Fig. 4.19 - Mapa de profundidades de fontes modelado no GRIDEPTH/GEOSOFT
sobreposto à imagem do Campo Magnético Total Anômalo (reduzido
ao pólo e continuado 2000 m para cima). Modelagem realizada para
falhas.
122

9724000
0
666305
35km
0
MC=57 W
123
+304 nT
-155 nT
9501000
834000
Fig.4.20 - Lineamentos magnéticos sobrepostos à imagem do Campo Magnético
Total Anômalo (reduzido ao pólo e continuado 2000 m para cima) ilumi
0
nada de leste para oeste (90 ). Notar as grandes extensões dos linea
mentos com "trend" EW.

Fig. 4.21 - Roseta mostrando a distribuição estatística das direções dos linea
mentos magnéticos (comprimento absoluto), com intervalos de
0
classe de 10 de azimute.
.
124

Pode-se observar uma relação estreita dos lineamentos magnéticos com o
conteúdo de freqüências do Campo Magnético Total Anômalo e,
conseqüentemente, com as profundidades de fontes. Essas relações, claras na
análise das províncias magnéticas, permitem supor que tais lineamentos
estejam refletindo, em grande parte, estruturas impressas nos diabásios.
4.3 ANÁLISE INTEGRADA DE DADOS
A análise integrada dos dados geofísicos, através da sobreposição dos
campos magnético total anômalo e gravimétrico (Bouguer), mostra uma
coincidência entre as regiões dos grandes altos (Figura 4.22), sugerindo tratarse
de uma mesma fonte, conforme abordado por Gay (1996). Podem ser
observados dois altos gravimétricos definidos e pronunciados e uma região
magneticamente alta, muito forte a leste e menos pronunciada a oeste. Boa
Hora (1985) relatou a proximidade dos eixos gravimétricos e do gradiente
magnético, relacionando-a à presença de corpos magnéticos e densos.
Recorrendo à modelagem gravimétrica, foram constatadas, no presente
trabalho, duas profundidades distintas para os dois corpos (a leste, cerca de 8
km; a oeste, cerca de 15 km; Figura 4.13). Este resultado pode explicar o
comportamento magnético diferenciado nos extremos leste e oeste do grande
alto, condicionado tanto pela profundidade dos corpos como também pelos
seus volumes, limitados pela isoterma Curie, estimada na área em cerca de 20
km de profundidade. Tais resultados reforçam a hipótese da relação genética
das fontes, relacionadas a corpos densos e magnéticos.
A coincidência geográfica das fontes profundas e das maiores espessuras de
diabásio (Figura 4.16) sugere uma relação genética entre as mesmas, suposta
por Miranda e Boa Hora (1984) e por Misuzaki et al. (1992). Estes últimos
apontam indícios de câmara magmática rasa para os diabásios.
125

666305
9724000
0
35km
0
MC=57
126
9501000
834000
Fig. 4.22 - Sobreposição dos mapas dos campos Magnético Total Anômalo (re
duzido ao pólo e continuado 2000 m para cima-colorido) e gravimétri
co (Bouguer - contorno) mostrando a coincidência dos respectivos
altos.
W
+304 nT
-155 nT

A sobreposição dos campos gravimétrico e magnetométrico com o arcabouço
estrutural sísmico (Travassos e Barbosa Filho, 1990) mostra uma coincidência
entre a região de deformação “terciária” (anticlinais e falhas reversas) e as
regiões dos altos magnéticos e gravimétricos (Figuras 4.23 e 4.24). Ainda
nesta sobreposição, nota-se a proximidade entre os limites ao sul desses altos
com extensa falha transcorrente dextral de direção geral leste-oeste. Essas
coincidências sugerem haver um forte condicionamento da deformação
“terciária” pelos corpos intraembasamento, que, impondo diferentes
características reológicas, condicionam a resposta da crosta à deformação em
função destas e das zonas de fraqueza pré-existentes.
Sobrepondo os mapas morfoestrutural e geofísicos, observa-se que as
morfoestruturas estão distribuídas na região dos altos magnéticos e
gravimétricos e da deformação “terciária”, sobretudo associadas às regiões
magneticamente perturbadas, onde o condicionamento de muitas delas a
lineamentos magnéticos é muito forte. Pode-se também observar a
proximidade das linhas de forma com linhas de charneira mapeadas pela
sísmica de reflexão (Figuras 4.25 e 4.26).
A sobreposição dos mapas de isópacas de sal e do arcabouço estrutural
sísmico às imagens dos campos gravimétrico e magnetométrico mostra a
relação espacial do sal com a região dos altos e da deformação “terciária”
(Figuras 4.27 e 4.28). As isópacas mostram que o sal vai espessando na
direção NW, onde não mais se verifica a deformação e fora dos limites dos
altos gravimétrico e magnetométrico. Discute-se atualmente na PETROBRÁS a
importância do papel do sal na geração da deformação “terciária”, quer seja
como agente direto através de halocinese, quer seja como uma zona de
descolamento no caso de um tectonismo.
127

666305
9724000
0
35km
0
MC=57 W
128
834000
+304 nT
-155 nT
9501000
Fig. 4.23 - Sobreposição do arcabouço estrutural (mapeado por sísmica) à
imagem do Campo Magnético Total Anômalo (reduzido ao pólo e con
tinuado 2000 m para cima). Observar a grande coincidência entre a
zona de deformação terciária (anticlinais e falhas reversas) e o
grande alto magnético.

666305
9724000
0
35km
129
0
MC=57 W
+50 m Gal
-55 m Gal
9501000
834000
Fig. 4.24 - Sobreposição do arcabouço estrutural (mapeado pela sísmica) à ima
Fig. 4.24 - Sobreposição gem do Campo do arcabouço Gravimétrico estrutural (Bouguer). (mapeado Observar por a sísmica) grande e coincidên imagem do
Campo cia entre Gravimétrico a zona de deformação (Bouguer). terciária Oservar (anticlinais a grande e coincidência falhas reversas) entre a
zona e a de região "deformação dos altos terciária" gravimétricos.
e da região dos altos gravimétricos.

666305
9724000
0
35km
0
MC=57 W
130
+304 nT
-155 nT
9501000
834000
Fig. 4.25 - Sobreposição do mapa morfoestrutural (vetorial) à imagem do Cam
po Magnético Total Anômalo (reduzido ao pólo e continuado 2000 m
para cima). Notar a coincidência entre as morfoestruturas e as re
giões magneticamente mais perturbadas, além do condicionamento
de várias morfoestruturas a lineamentos magnéticos.

666305
9724000
0
35km
131
0
MC=57 W
9501000
834000
Fig. 4.26 - Sobreposição dos mapas morfoestrutural e de arcabouço estrutural
sísmico (vetoriais) à composição colorida do Landsat-5/TM. Notar as
várias coincidências das estruturas interpretadas e mapeadas pelos
dois métodos: morfoestruturas com dobras e falhas; linhas de forma
com linhas de charneira.

9724000
666305
0
450 m
0 m
400 m
100 m
300 m
200 m
35km
132
0
MC=57 W
+304 nT
-155 nT
9501000
834000
Fig. 4.27 - Mapas de isópacas de sal e do arcabouço estrutural sísmico (veto
riais) sobrepostos à imagem do Campo Magnético Total Anômalo
(reduzido pólo e continuado 2000 m para cima).

666305
9724000
0
450 m
300 m
200 m
100 m
400 m
35km
0
MC=57
133
0 m
9501000
834000
Fig. 4.28 - Mapas de isópacas de sal e do arcabouço estrutural sísmico sobre
postos à imagem do Campo Gravimétrico (Bouguer).
W
+50 mGal
-55 mGal

No caso de uma deformação puramente halocinética, seria de se esperar a
ocorrência de um domínio distensivo próximo ao limite SE dos altos
gravimétrico e magnetométrico, onde as camadas evaporíticas são pouco
espessas, considerando um fluxo salino de SE para NW. Tal domínio
distensivo (a partir do qual o sal teria se movimentado em direção a NW) não
ocorre na área de estudo, enfraquecendo a hipótese de controle halocinético
para a deformação “terciária”. Além disso, um poço com Shmáx (tensão
horizontal máxima) de direção NW-SE (Figura 4.11) ocorre em área com
inexpressiva espessura de sal (1-TU-1-PA, comaparar Figuras 4.16 e 4.27)
O mapa sísmico do embasamento sobreposto à imagem do Campo Magnético
Total Anômalo (reduzido ao pólo e continuado 2000 m para cima) mostra
várias coincidências das estruturas mais proeminentes mapeadas nos níveis
do embasamento, no contexto da bacia sedimentar (estruturas impressas no
diabásio com expressão magnética) e superficial (imagem orbital). Desta
forma, estão bem representados no embasamento, os grandes altos
gravimétrico e magnetométrico, assim como algumas das falhas mais
expressivas mapeadas pela magnetometria e pela imagem orbital (pontos A,
B, C, D e E na Figura 4.29; comparar com Figuras 4.9 e 4.20).
134

666305
9724000
0
35km
B
C
0
MC=57 W
135
5000 m
4000 m
3000 m
1000 m
2000 m
+304 nT
-155 nT
9501000
834000
Fig. 4.29 - Mapa sísmico de profundidade do embasamento sobreposto à ima
gem do Campo Magnético Total Anômalo (reduzido ao pólo e con
tinuado 2000 mpara cima). Observar o reflexo das estruturas do em
basamento no campo magnético (pontos A, B, C, D, e E). Comparar
com as Figuras 4.9 e 4.20.
E
A

136

CAPÍTULO 5
CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES
CONCLUSÕES
A análise isolada e principalmente integrada dos diferentes dados permitiu o
estabelecimento de algumas conclusões sobre o arcabouço estrutural da área
de estudo.
1) A modelagem gravimétrica e a análise integrada dos dados magnéticos
e gravimétricos apontam para intrusões intraembasamento de massas
densas e magnéticas a profundidades de cerca de 8 km (a oeste) e 15
km (a leste, Figuras 4.13 e 4.22). Esses corpos provavelmente
desenvolveram importante papel reológico e estrutural durante os
esforços tectônicos na bacia e devem ter atuado como dutos
alimentadores do vulcanismo Eojurássico, o que é consistente com a
proposta de Misuzaki et al. (1992);
2) A resposta magnética da bacia é dominada pelas rochas vulcânicas
(Figura 4.15 e 4.16) e está muito condicionada à profundidade das
fontes (Figura 4.17), que mostra uma relação estreita com o conteúdo
de freqüências e com os lineamentos magnéticos, sugerindo que essas
estruturas mapeadas estejam impressas nos diabásios;
3) É muito forte a correspondência entre as estruturas identificadas pelos
diferentes métodos, mostrando que muitas destas, mapeadas no
embasamento e dentro da bacia, têm reflexo na superfície, emprestando
conotação estrutural a muitas interpretações baseadas em imagens de
sensores remotos:
137

a) o mapeamento morfoestrutural (Miranda, 1984) mostra estreitas
relações com as estruturas mapeadas pelos métodos sísmico e
magnético (Figura 4.25);
b) o elongamento de feições magnéticas na direção EW constatado na
província P2 (Figuras 4.15 e 4.16), na vizinhança da faixa de
cisalhamento mapeada pelas imagens orbitais, evidencia a existência
dessa feição tectônica;
c) os lineamentos magnéticos, superficiais (imagem satélite) e várias
feições mapeadas pela sísmica de reflexão mostram estreitas
relações espaciais, principalmente as direções NE, NW e EW
(Figuras 4.1, 4.8, 4.9 e 4.23);
d) o mapa do embasamento mostra as estruturas mais proeminentes
mapeadas pelos métodos magnético, gravimétrico e de
fotointerpretação sobre imagens orbitais (Figura 4.29 e 4.9),
demonstrando a relação entre estruturas mapeadas nos três níveis
da bacia (embasamento, intrabacinal e superficial).
4) A análise dos lineamentos mapeados através das imagens orbitais,
integrada aos diferentes dados geofísicos, sob a luz dos conhecimentos
sobre tectônica transcorrente e sobre a bacia, permitem a proposição,
para a área de estudo, da ocorrência de uma tectônica “wrench” dextral
de direção geral N80E (Figura 4.10), posterior à deposição da Formação
Alter do Chão. Este modelo, fruto da análise integrada de diferentes
dados, é corroborado pelas análises de “breakouts” de três poços na
área (Lima et al., 1997), que sugerem esforço compressivo de sentido
NW-SE hoje atuando nesta parte da Bacia do
5) Amazonas (Figura 4.11), representando as direções:
138

a) N75-85E - zona principal de deslocamento;
b) N45-55E - dobras e falhas reversas;
c) N40-50W - falhas normais;
d) N10-20W - falhas antitéticas;
e) N75-85W - falhas sintéticas;
f) N10-20E - direção reativada como falhamento transcorrente
dextral.
Ressaltando-se que os “trends” N10-20W e N10-20E representam reativações
de antigas linhas de fraqueza do embasamento.
RECOMENDAÇÕES
Este estudo propôs um modelo tectônico para a área, a partir de determinada
coleção de dados disponíveis e sem a possibilidade de um trabalho de campo.
Para enriquecer a discussão sobre o arcabouço tectônico desta área,
recomenda-se:
1) o estudo das seções sísmicas de reflexão, nos níveis mais rasos da
bacia, para checar o caráter das fraturas N10-20E, N50-60W, N10-
20W e N75-85W, realizando para tal o reprocessamento dessas
seções com enfoque nos refletores mais rasos;
2) o processamento dos dados magnéticos dirigido para modelagens
verticais nos mesmos perfis onde foram realizadas as modelagens
gravimétricas, abrangendo não somente as fontes profundas como
também as fontes rasas;
139

140

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