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UNIVERSIDADE DE SÃO PAULO
INSTITUTO DE ASTRONOMIA, GEOFÍSICA E CIÊNCIAS ATMOSFÉRICAS
DEPARTAMENTO DE GEOFÍSICA
EDGARD LENK CATELANI
Anisotropia magnética e de forma de diques clástico s da Formação Corumbataí, Permiano da Bacia do Paraná
SÃO PAULO
2010
EDGARD LENK CATELANI
Anisotropia magnética e de forma de diques clástico s da Formação Corumbataí, Permiano da Bacia do Paraná
Dissertação apresentada ao Instituto de Astronomia,
Geofísica e Ciências Atmosféricas da Universidade
de São Paulo para obtenção do grau de Mestre em
Ciências Geofísicas.
Área de Concentração: Geofísica
Orientador: Prof. Dr. Ricardo Ivan Ferreira da
Trindade
SÃO PAULO
2010
Nome: CATELANI, Edgard Lenk
Título: Anisotropia magnética e de forma de diques clásticos da Formação Corumbataí, Permiano da Bacia do Paraná
Dissertação apresentada ao Instituto de Astronomia,
Geofísica e Ciências Atmosféricas da Universidade de São
Paulo para a obtenção do título de Mestre em Geofísica.
Aprovado em:
Banca Examinadora: Prof. Doutor: ______________________ Instituição: _______________________ Julgamento: ______________________ Assinatura: _______________________ Prof. Doutor: ______________________ Instituição: _______________________ Julgamento: ______________________ Assinatura: _______________________ Prof. Doutor: ______________________ Instituição: _______________________ Julgamento: ______________________ Assinatura: _______________________ Prof. Doutor: ______________________ Instituição: _______________________ Julgamento: ______________________ Assinatura: _______________________
A minha avó Irene Hedwing Lenk
AGRADECIMENTOS
Quando um projeto se inicia, esperamos obter bons resultados com a pesquisa
realizada. Mas tão importante quanto obter êxito em um projeto, são as trocas de
experiências durante seu desenvolvimento. Seja em circunstâncias ocasionais, como numa
conversa entre aulas, palestras ou aquele cafezinho que, por muitas vezes, resolve
problemas até então insolúveis, seja pela interação diária com colegas e professores, que
torna a rotina de estudos e pesquisas muito mais dinâmica e produtiva. Como um trabalho
de pesquisa sempre reflete um esforço coletivo, gostaria de agradecer aqui todos aqueles
que colaboraram com este trabalho, em maior ou menor grau. Em especial, gostaria de
agradecer aos colegas do Laboratório de Paleomagnetismo, Grasiane, Elder, Gelvam,
Franklin, Jairo e Dani, pela ajuda e companhia.
Ao meu orientador Prof. Dr, Ricardo Ivan Ferreira da Trindade que sempre me indicou
um norte (magnético), mesmo que às vezes tenham ocorrido algumas reversões, fazendo o
meu aprendizado neste período de mestrado ser mais efetivo e, também, por seu
companheirismo.
Ao Prof. Dr. Carlos J. Archanjo pelo auxílio no desenvolvimento do trabalho, tendo a
paciência de explicar o funcionamento dos equipamentos utilizados nas análises de imagem
e pela discussão dos dados, ajuda que foi fundamental para a conclusão deste estudo.
Agradeço também o Prof. David Evans que disponibilizou o seu laboratório na Yale
University (Connecticut, EUA) para o desenvolvimento deste estudo, além da confiança em
mim depositada.
Aos professores do IAG que estão sempre dispostos a ajudar e debater dúvidas.
Agradeço também aos funcionários do IAG, sempre solícitos e agradáveis, tornando o
Instituto um ótimo local de trabalho, em especial a Teca que me emprestou milhares de
vezes a chave da minha.
Agradeço aos técnicos do IAG, mas em especial aos técnicos do Laboratório de
Paleomagnetismo, Maisa, Airton e Giovanni pela ajuda, paciência e estarem sempre
solícitos.Ao IAG, IGc e Yale University pelo uso dos equipamentos essenciais para o
desenvolvimento desta pesquisa e à FAPESP que financiou esta pesquisa, por meio de uma
bolsa de Mestrado.
Por fim, àqueles que são fundamentais. Agradeço a meus pais e toda a minha família
pela presença constante e cooperação em meus estudos e, principalmente, a minha esposa
Ana Luísa Patrício Campos de Oliveira Lenk Catelani (ufa!) pela compreensão e dedicação
durante todos os meus anos de USP.
ABSTRACT
The fabric of clastic dikes from the Corumbataí Formation (Permian of the Paraná
Basin) was studied through the techniques of anisotropy of magnetic susceptibility (AMS),
anisotropy of remanence (ARM) and shape preferred orientation of grains (SPO) with the aim
of inferring their internal fabric, their origin (active injection or passive filling of fractures) and
the effects of post-depositional compaction. Dikes from five different outcrops in São Paulo
State were sampled: (i) Rodovia dos Bandeirantes (km 161,5) close to Limeira city, (ii)
Batovi, (iii) Santa Luzia, (iv) Torre de Pedra and (v) Piracicaba. The clastic dikes in these
outcrops show thickness between 5 cm and 70 cm and intrude red to purple claystones and
siltstones. They are stratigraphically confined and sometimes present evidence of sediment
extrusion in the top. Their occurrence is strongly controlled by the Jacutinga shear zone that
cut across the northeastern sector of the Paraná basin.
The AMS fabric in the dikes is usually oblate and the magnetic foliation is always
horizontal, defined by the vertical orientation of the minimum anisotropy axis (K3). ARM and
SPO fabrics show similar orientation for a set of dikes (Rodovia dos Bandeirantes, Batovi
and one dike from Santa Luzia). Other dikes, however, show vertical to steeply inclined
foliations defined by ARM and SPO in contrast to the horizontal AMS foliation. Differences
between the AMS and the ARM and SPO fabrics probably result from the contrasting
behavior of the respective markers during compaction (that range between 14% and 36% in
the Rodovia dos Bandeirantes outcrop). The AMS fabric yielded by clayminerals and
hematite rotates faster than magnetite and quartz grains that control the ARM and SPO
fabrics, respectively. Data obtained on the injection dikes of the Corumbataí Formation show
that the use of anisotropy techniques to determine the Genesis of clastic dikes must be done
with utmost care.
Key words: Fabric of clastic dikes, Corumbataí Formation, Shape anisotropy.
RESUMO
A formação da trama em diques clásticos da Formação Corumbataí (Permiano da
Bacia do Paraná) foi estudada utilizando as técnicas de anisotropia de susceptibilidade
magnética (ASM), anisotropia de remanência magnética (ARM) e análise de anisotropia de
forma (SPO). Essas técnicas foram utilizadas com o intuito de inferir a orientação de fluxo
dos clastos nos diques, discriminar os diferentes modos de formação dessas estruturas
(preenchimento por injeção ou preenchimento passivo), bem como os efeitos de
compactação pós-deposicional. Foram estudados afloramentos cinco afloramentos situados
no interior de São Paulo: (i) Rodovia dos Bandeirantes (km 161,5) próximo à cidade de
Limeira, (ii) Batovi, (iii) Santa Luzia, (iv) Torre de Pedra e (v) Piracicaba. Os diques clásticos
apresentam espessura entre 5 cm e 70 cm e estão encaixados em argilitos e siltitos de
coloração avermelhada, sendo limitados a alguns intervalos estratigráficos e por vezes
apresentam estruturas de extrusão no topo. Sua ocorrência está fortemente controlada pela
Zona de Cisalhamento de Jacutinga, que secciona o embasamento da Bacia em sua porção
nordeste.
A trama magnética dada pela ASM é dominantemente oblata e a foliação é sempre
horizontal, definida por eixos de anisotropia mínima (K3) verticais. A trama encontrada pela
ARM e SPO apresenta resultados semelhantes à de ASM para um conjunto de diques
(Rodovia dos Bandeirantes, Batovi e um dos diques de Santa Luzia), enquanto outro
conjunto mostra resultados contrastantes, com foliação magnética de ARM e foliação de
forma de SPO fortemente inclinada a vertical. O contraste entre a trama de ASM e as tramas
de ARM e de SPO é interpretado como resultado da diferença de comportamento dos
marcadores durante a compactação (estimada entre 14% e 36% no afloramento da Rodovia
dos Bandeirantes). A trama da ASM, dada por argilominerais e, em menor proporção,
hematita sofre rápido alinhamento durante a compactação. As tramas de ARM e SPO,
controladas pelos grãos de magnetita detrítica e quartzo, respectivamente, são mais
robustas e sofrem completa re-orientação somente em parte dos diques. Os dados obtidos
nos diques clásticos da Formação Corumbataí mostram que a utilização de técnicas de
anisotropia para a determinação do modo de preenchimento de diques clásticos deve ser
feita com cuidado.
Palavras-chave: trama em diques clásticos, Formação Corumbataí, Anisotropia de Forma.
9
SUMÁRIO
1 INTRODUÇÃO ............................................................................................. 11
2 FORMAÇÃO DE DIQUES CLÁSTICOS ............................................................. 13
2.1 Estruturas de liquefação: abalos sísmicos como gatilhos do processo .... 13
2.2 Critérios para identificação de sismitos .................................................... 15
2.3 Diques clásticos........................................................................................ 17
3 MÉTODOS .................................................................................................. 21
3.1 Anisotropia de susceptibilidade magnética (AMS).................................... 21
3.2 Anisotropia de remanência anisterética (ARM) ........................................ 25
3.3 Anisotropia de forma a partir de análise de imagens ................................ 26
3.4 Mineralogia Magnética ............................................................................. 31
4 CONTEXTO GEOLÓGICO ............................................................................. 37
4.1 A Bacia do Paraná .................................................................................... 37
4.2 Sedimentação e tectônica Permo-Triássica da Bacia do Paraná ............. 41
4.3 Disques clásticos da Formação Corumbataí ............................................ 42
5 AMOSTRAGEM ........................................................................................... 45
5.1 Rodovia dos Bandeirantes ....................................................................... 46
5.2 Torre de Pedra ......................................................................................... 48
5.3 Batovi ....................................................................................................... 49
5.4 Santa Luzia .............................................................................................. 51
5.5 Piracicaba ................................................................................................. 51
5.6 Estimativa de compactação dos diques clásticos ..................................... 52
6 RESULTADOS ............................................................................................ 55
6.1 Estrutura interna dos diques clásticos: dados de anisotropia ................... 55
6.1.1 Rodovia dos Bandeirantes ........................................................ 60
6.1.2 Batovi ........................................................................................ 69
6.1.3 Torre de Pedra .......................................................................... 71
10
6.1.4 Piracicaba ................................................................................ 73
6.1.5 Santa Luzia .............................................................................. 74
6.2 Mineralogia Magnética ............................................................................. 82
6.2.1 Curvas Termomagnéticas ........................................................ 83
6.2.2 Curvas de aquisição de magnetização remanente isotermal
(IRM) 86
7 DISCUSSÃO E CONCLUSÕES ...................................................................... 93
7.1 Desenvolvimento de trama em sedimentos: os modelos de Jeffery e
March 93
7.2 Comportamento das tramas magnéticas e de forma nos diques clásticos95
7.3 Comportamento das tramas magnéticas e de forma nos diques clásticos98
8 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ................................................................. 99
Introdução
11
1 INTRODUÇÃO
Diques clásticos podem ser formados pelo preenchimento passivo de fraturas
pré-existentes ou pela injeção de material clástico durante eventos sísmicos. Diques
clásticos sismicamente induzidos dispõem-se preferencialmente em orientações
paralelas ao eixo de tensão horizontal máximo (e.g., Bohem & Moore, 2002), tendo
sua gênese relacionada ao desenvolvimento de fraturas de tensão (tipo T) que são
preenchidas pelos sedimentos remobilizados. Portanto, essas estruturas podem ser
utilizadas como registros do campo de tensões vigente durante a sua formação,
desde que o mecanismo de formação dos diques seja determinado.
Recentemente, Levi et al. (2006) sugeriram que a análise da orientação da
trama magnética no interior dos diques clásticos poderia ser utilizada para
discriminar entre preenchimento “passivo” e “ativo”. A anisotropia de susceptibilidade
magnética é um indicador robusto da orientação preferencial dos grãos magnéticos
(Tarling & Hrouda, 1993). O elipsóide de anisotropia é descrito por três eixos
principais mutuamente ortogonais (K1≥K2≥K3), sendo o eixo K1 equivalente à
lineação magnética e o eixo K3 normal ao plano de foliação magnética. Os diques
com preenchimento passivo seriam caracterizados por foliações magnéticas
horizontais, enquanto os diques com preenchimento ativo tenderiam a apresentar
foliações magnéticas verticais, paralelas às paredes dos diques. Resultados obtidos
em diques Pleistocênicos da planície de Ami’az, na Bacia do Mar Morto, corroboram
esse modelo. Entretanto, embora o método pareça promissor, ele necessita de
validação em outros contextos.
Enxames de diques clásticos interpretados como sismitos são conhecidos em
depósitos relacionados à Formação Corumbataí e unidades cronocorrelatas da
Bacia do Paraná no Estado de São Paulo (Riccomini et al., 1992). Três ocorrências
expressivas são conhecidas na região de Piracicaba-Limeira e já foram alvos de
estudos de detalhe (Riccomini, 1995; Turra, 2005; Perinotto et al., 2008). Entretanto,
diversas observações de campo efetuadas nesses trabalhos e na pesquisa de
Mestrado de B.B. Turra (orientado pelo Prof. C. Riccomini, IGc/USP), demandam um
estudo mais detalhado dessas estruturas. Dentre essas observações destacam-se: a
existência de variações bem marcadas nas atitudes preferenciais dos diques entre
diferentes horizontes estratigráficos, bem como dispersões consideráveis para um
Introdução
12
mesmo nível estratigráfico; a ocorrência de pares conjugados de diques com
orientações ortogonais, enquanto outros apresentam corpos secundários, como
apófises, originários de ramificações do dique principal; a existência de inflexões
(para cima ou para baixo) da laminação sedimentar das rochas encaixantes. Esse
conjunto de diques, com feições mais complexas do que aquelas descritas no
enxame de diques do Mar Morto, serve como um laboratório natural para testar o
método proposto por Levi et al. (2006).
Neste trabalho pretendemos investigar os diques clásticos da região nordeste
da Bacia do Paraná e efetuar um estudo conjunto de anisotropia magnética e de
análise de imagens (e.g., Archanjo et al., 2006). A combinação destas duas técnicas
permitirá estabelecer uma relação direta entre a trama mineral (identificada a partir
da análise de imagens) e a trama magnética das rochas (identificada a partir das
anisotropias de susceptibilidade magnética e de remanência). Este trabalho auxiliará
na definição de modelos para a gênese dessas estruturas, do seu sinal de
anisotropia magnética e conseqüentemente para a interpretação de seu contexto
tectônico.
Formação de diques clásticos
13
2 FORMAÇÃO DE DIQUES CLÁSTICOS
No final do século XIX foram registradas as primeiras observações de
perturbações causadas por terremotos sobre a cobertura sedimentar inconsolidada.
Essas estruturas descritas em sismos recentes foram em seguida identificadas
também em sedimentos mais antigos e foram assim interpretadas como produto de
abalos sísmicos. Como exemplo desses trabalhos pioneiros pode-se citar Dutton
(1889), Hay (1890), McGee (1892) e Fuller (1912). No entanto, somente com o
advento da paleossismologia é que essas informações foram sistematizadas,
fornecendo apoio de campo para o estudo desse fenômeno natural e de seus
registros.
A liquefação é o principal mecanismo de deformação em sedimentos afetados
por abalos sísmicos. Observações dos efeitos de terremotos mostram que tal
fenômeno ocorre apenas em tremores de média a alta magnitude (mb>5.5), fazendo
dessas estruturas marcos de uma intensa atividade sísmica numa dada região
(Vittori et al 1991). A liquefação ocorre quando uma grande quantidade de energia
eleva a pressão hidráulica entre os poros dos sedimentos, ocasionado perda de
resistência, transformando a camada de sedimento em um fluido com
comportamento reológico semelhante ao de um líquido denso (Obermeier, 1996).
2.1 Estruturas de liquefação: abalos sísmicos como gati lhos do processo
A liquefação ocorre quando grãos de areia metaestáveis, frouxamente
compactados, são separados uns dos outros em decorrência da ação de tensões,
estabelecendo-se assim uma matriz sustentada por fluído (Mills, 1982). No caso dos
sismitos, essas tensões são decorrentes da propagação de ondas elásticas
decorrentes de eventos sísmicos. Allen (1986) define a liquefação como a transição
do estado sólido para o estado líquido de um conjunto de sedimentos. O fenômeno
de fluidificação pode ocorrer associado à liquefação, resultando numa rápida perda
d’água e/ou remobilização do material liquefeito (areia, lama e água), que pode
injetar os sedimentos sobrepostos (Obermeier, 1996).
Os principais fatores que influenciam a liquefação e fluidificação em
sedimentos (Obermeier, 1996) são:
Formação de diques clásticos
14
1) Granulação: a fração mais propensa à liquefação é a fração de areia. Sedimentos
argilosos são impermeáveis e formam camadas que se comportam
passivamente em relação à deformação. Silte e areia muito fina são as
menores frações granulométricas na maioria das feições de liquefação
sismicamente induzidas observadas em campo. Depósitos de areia e seixo
contendo mais do que 30-50% de seixos podem liquefazer, mas feições de
liquefação induzida nesses depósitos são raras em comparação às feições
desenvolvidas em areia.
2) Densidade relativa: refere-se ao empacotamento e grau de compactação da
petrotrama. Quando menos denso o empacotamento, maior a presença de
poros com fluidos. A susceptibilidade à fluidificação de um pacote de areia
pode mudar de muito alta a não-susceptível simplesmente devido a uma
mudança no empacotamento. A densidade relativa de um depósito se dá
principalmente em função de seu processo de sedimentação. A compactação
gerada pelo acúmulo de sedimentos sobrepostos também é um fator que
influencia a densidade relativa do sedimento.
3) Profundidade da coluna d’água: para que ocorra a deformação o sedimento deve
estar encharcado, com os poros saturados em água. A profundidade da
coluna d’água influencia a susceptibilidade à liquefação dos sedimentos, de
modo que quanto maior a profundidade da coluna d’água, menor a propensão
do sedimento à fluidificação.
4) Profundidade e espessura da camada propícia à liquefação: o fenômeno ocorre
de forma mais freqüente em camadas em profundidades de até 10 m,
usualmente entre 2 e 4 m de profundidade, quando o nível d’água situa-se a
poucos metros da superfície. Geralmente uma camada de areia de 1 m de
espessura é suficiente para a geração de diques e soleiras em abundância.
5) Efeito e natureza do abalo sísmico: a duração e magnitude do terremoto também
influenciam as características das estruturas geradas. O fraturamento das
camadas impermeáveis acima dos níveis liquefeitos, em função dos abalos
oscilatórios gerados pelo sismo na superfície, é um processo determinante
das feições observadas.
6) Características das camadas impermeáveis sobrepostas: as características dos
níveis que não sofrem liquefação, como mineralogia, presença de
Formação de diques clásticos
15
bioturbações e fraturas preexistentes também influenciam as formas e os
tipos das feições sismicamente induzidas. Observações de campo mostram
que a liquefação tem uma forte tendência de recorrência; um mesmo dique
pode inclusive ser usado como conduto para mais de uma extrusão de
sedimento liquefeito.
7) Idade e mineralogia dos sedimentos: essas características também são fatores
determinantes das estruturas produzidas, principalmente devido aos efeitos
de cimentação.
2.2 Critérios para identificação de sismitos
Os efeitos de abalos sísmicos em sedimentos podem ser classificados dentro de
três categorias principais (Figura 2.1):
1) Fenômenos gravitacionais induzidos por terremotos: quedas de rochas, olistolitos
e olitostromas, desabamento, escorregamento, fluxo de detritos e lama,
turbiditos, fluxo de grãos etc. Resultam da liquefação e colapso de enormes
volumes de sedimentos em margens de bacias e são possivelmente resultado
de eventos sísmicos. A comprovação de sincronismo de grandes colapsos em
diferentes lugares de uma bacia fortalece a hipótese de um único sismo ter
provocado estes fenômenos. Porém há outras possibilidades de causas para
esses fenômenos que devem ser levadas em conta, como halocinese,
intrusões de lama, tempestades etc.
2) Fraturas em rochas duras (ou competentes), como por exemplo, fraturas em
estalactites ou estalagmites em cavernas. Essas estruturas têm interpretação
bastante ambígua, pois podem resultar de outros processos contemporâneos
aos abalos sísmicos.
3) Desenvolvimentos de estruturas sedimentares específicas. São os registros
geológicos dos efeitos de abalos sísmicos que apresentam menor
ambigüidade.
Formação de diques clásticos
16
Figura 2.1: Efeitos de terremotos em sedimentos conforme classificação de Montenat et al. (2007).
Os sismitos são depósitos afetados/resultantes de abalos sísmicos, que
modificam as estruturas sedimentares primárias e deixam registro geológico
(Seilacher, 1969). Existe uma série de processos geológicos que podem gerar feição
de liquefação no sedimento. Além das estruturas sismicamente induzidas,
Obermeier (1996) cita os processos de sobrecarga associada à sedimentação
rápida, artesianismo e escorregamentos. Conforme Obremeier, (1996), os principais
critérios para a identificação de sismitos são:
1) Evidências de uma força hidráulica dirigida para cima, bruscamente aplicada e de
curta duração;
2) As feições devem ter características sedimentares semelhantes às observadas e
documentadas em terremotos históricos que induziram processos de
liquefação;
Formação de diques clásticos
17
3) Em ambientes subaquáticos as feições devem desenvolver-se onde não espera-
se a ação de forças hidráulicas de curta duração; em particular,
escorregamentos não relacionados a sismos;
4) Feições similares devem ocorrem em diferentes locais, preferencialmente a
poucos quilômetros umas das outras, em condições geológicas e de lençol
d’água semelhantes; o padrão regional em relação à dimensão e abundância
das feições deve ser consistente com a magnitude do terremoto, e deve
ocorrer numa área próxima ao epicentro, onde os efeitos são mais severos;
5) A evidência para a idade das feições deve suportar a interpretação de que foram
formadas em um ou mais eventos localizados de curta duração, que afetam
uma grande área, e que são separados por longos períodos relativos durante
os quais não foram formadas tais feições (limitação estratigráfica).
6) A região na qual o depósito está inserido na época de formação das estruturas de
deformação deve ser compatível com a ocorrência de sismos, estando
relacionado intimamente a zonas de falhas ativas.
7) As propriedades dos sedimentos (granulometria, empacotamento, estruturas etc.)
determinadas pelos processos de sedimentação devem indicar forte
susceptibilidade dos depósitos aos processos de liquefação; análogos
modernos devem ser apontados onde deformações dessa natureza foram
observadas.
2.3 Diques clásticos
Diques clásticos são umas das mais constantes e importantes estruturas
formadas em sedimentos como conseqüência de um abalo sísmico. Desenvolvem-
se quando uma camada arenosa está capeada por uma camada impermeável,
pelítica. Com o terremoto, a areia inconsolidada e saturada em água liquefaz-se. No
pelito sobreposto podem ocorrer fraturas, e o sedimento arenoso, com alta pressão
de fluído, fluidifica-se injetando a camada impermeável situada logo acima
(Obermeier et al. 2002).
Teoricamente as fraturas seguidas da injeção dispõem-se preferencialmente
de maneira ortogonal ao eixo de menor esforço. Portanto, os diques clásticos podem
ser utilizados como marcadores dos eixos de esforços tectônicos durante a
Formação de diques clásticos
18
formação das estruturas (Riccomini 1995; Bermeier, 1998; Boehm & Moore 2002;
Jolly & Lonergan, 2002). Essas estruturas também podem fornecer uma indicação
relativa da localização dos epicentros em estudos de paleossimologia. Considera-se
a zona de ocorrências de diques com maiores espessuras como a região mais
provável para a locação do paleo-epicentro (Obermeier 1996). É importante
diferenciar essas estruturas daquelas geradas pelo preenchimento passivo de
fissuras formadas nos sedimentos – os diques Netunianos. Nesse caso, não há uma
relação direta entre o preenchimento da estrutura e a geração da fratura, que pode
ter ocorrido muito tempo antes.
Por vezes, os diques clásticos servem como dutos alimentadores para a
extrusão de sedimento fluidificado em superfície, desenvolvendo estruturas cônicas
ou alongadas – os 'vulcões de areia'. Como resultado dos processos de intrusão de
sedimentos são formadas diversas estruturas, tais como: brechas, laminações
dobradas e convolutas, diques e soleiras clásticas, extrusão de areia, estruturas de
sobrecarga, estruturas tipo bolas-e-almofadas, estruturas tipo chama, horizontes
maciços ou homogeneizados (Figura 2.2).
Formação de diques clásticos
19
Figura 2.2: Diagrama ilustrando diferentes feições de deformação em sedimentos por influência de sismos, incluindo diques clásticos e vulcões de areia (modificado de Onasch e Kahle, 2002).
Formação de diques clásticos
20
Métodos
21
3 MÉTODOS
3.1 Anisotropia de susceptibilidade magnética (AMS)
Para estabelecer um modelo físico descritivo da heterogeneidade do
comportamento das rochas, é necessário fazermos algumas simplificações. As
rochas são constituídas por minerais, cujo comportamento magnético é variável.
Sendo assim, a susceptibilidade magnética da rocha incorpora componentes dia-,
para- e ferromagnéticos. Do ponto de vista experimental, uma rocha é considerada
ferromagnética quando os minerais ferromagnéticos estão presentes numa
proporção superior a 0,1% em volume. Já quando a proporção dos minerais
paramagnéticos é superior a 1% em volume, e a porção ferromagnética é inferior a
0,1% em volume, a rocha possui uma resposta de suscetibilidade regida pela fração
paramagnética. O texto a seguir é uma síntese sobre os princípios básicos
referentes aos estudos de anisotropia de susceptibilidade magnética. Textos mais
completos sobre o assunto podem ser encontrados em Tarling e Hrouda (1993),
Tauxe (2005) e Borradaile e Jackson (2010).
A susceptibilidade magnética (k) é a propriedade física que relaciona o vetor
campo magnético (H) e o vetor magnetização (M) a partir da relação M=kH. Como H
e M são dados em A/m no sistema SI (Sistema Internacional de Unidades), a
susceptibilidade é uma grandeza adimensional.
A anisotropia é a variação direcional de uma propriedade física. Diz-se que
uma rocha tem anisotropia magnética quando a intensidade da magnetização, seja
remanente ou induzida, depende da direção do campo aplicado. A anisotropia de
susceptibilidade magnética (ASM) de uma rocha é uma resposta ao arranjo espacial
dos grãos e eventuais interações magnéticas entre eles e das anisotropias
intrínsecas de seus minerais constituintes. Essas anisotropoias estão relacionadas à
estrutura cristalina (anisotropia magnetocristalina) ou à forma dos minerais
(anisotropia de forma ou magnetostática).
As características anisotrópicas específicas de cada eixo de uma dada
amostra são devidas aos diferentes valores de susceptibilidade, que por sua vez,
resultam em diferentes respostas magnéticas de acordo com a orientação do campo
aplicado. As componentes da magnetização induzida (Mi) em um dado sistema de
Métodos
22
coordenadas são relacionadas às componentes do campo aplicado ao longo dos
eixos Hi da amostra pelas seguintes equações lineares:
3332321313
3232221212
3132121111
HHHM
HHHM
HHHM
κκκκκκκκκ
++=++=++=
onde κij são coeficientes de susceptibilidade magnética. A relação linear entre
o vetor campo aplicado e o vetor magnetização pode ser calculada como um tensor
simétrico (3x3) de segunda ordem, cujos coeficientes (κij) podem ser representado
pela notação:
jiji HM κ= )3,2,1( =i
O campo indutor (Hj) é aplicado na direção j.κij. Os eixos principais dessa
matriz correspondem aos valores de susceptibilidade nos eixos máximo (κ1),
intermediário (κ2) e mínimo (κ3). A susceptibilidade em cada eixo corresponde aos
autovetores e autovalores do tensor de anisotropia (Figura 3.1). Em analogia ao
elipsóide de deformação da geologia estrutural, o eixo maior do elipsóide de
anisotropia magnética representa a lineação magnética (L), enquanto o eixo menor
equivale ao pólo da foliação magnética (F).
Figura 3.1. Elipsoide de anisotropia magnética (ASM e ARM).
Os valores de susceptibilidade ao longo de κ1, κ2 e κ3 descrevem o elipsóide
de susceptibilidade. Se κ1 = κ2 = κ3 o elipsóide é uma esfera, se κ1 ≈ κ2 > κ3 o
Métodos
23
elipsóide é oblato (forma de uma pizza) e se κ1 > κ2 ≈ κ3 o elipsóide é prolato (forma
de um charuto). O formato do elipsóide (T) varia de -1 a 0 para formatos prolatos e
de 0 a 1 para formatos oblatos. Os eixos obedecem à relação κ1 > κ2 > κ3. Os
parâmetros utilizados usualmente no estudo da anisotropia magnética estão
definidos na tabela 3.1.
Tabela 3.1. Parâmetros de anisotropia (compilado de Hrouda e Tarling, 1993; Tauxe, 2005).
Parâmetro Equação
Grau de anisotropia (P) 3
1
κκ
Lineação magnética (L) 2
1
κκ
Foliação magnética (F) 3
2
κκ
Susceptibilidade média 3
321 kkkm
++=κ
Autovalores normalizados 1321 =++ τττ
Log dos autovalores (η) 11 lnτη = ; 22 lnτη = ; 33 lnτη =
Formato do elipsóide (T) entre 0 e 1 31
312 )2(
ηηηηη
−−−
=T
% de anisotropia )(100% 31 ττ −=h
Anisotropia total mS
A)( 31 κκ −
=
O comportamento da anisotropia magnetocristalina refere-se à distribuição
preferencial dos íons ferromagnéticos ),( 32 ++ FeFe ao longo da rede cristalina dos
minerais e possibilita a existência de eixos de “magnetização fácil”. Esses eixos
representam as direções de magnetização espontânea em minerais
ferromagnéticos. Nos minerais paramagnéticos, a simetria da rede cristalina é o fator
determinante para a anisotropia magnética total, uma vez que estes minerais não
apresentam anisotropia magnetostática. Em cristais ortorrômbicos (e.g., olivina,
Métodos
24
cordierita), tetragonais (e.g, antofilita) e trigonais (e.g. calcita, dolomita, quartzo) os
eixos principais do elipsóide de ASM apresentam paralelismo com eixos
cristalográficos.
Por outro lado, em cristais monoclínicos (e.g., micas, hornblenda) apenas o
eixo-b de simetria apresenta paralelismo com um dos eixos principais do elipsóide
de ASM. Para as micas a orientação dos eixo-a e c cristalográficos é semelhante à
orientação dos eixos principais do elipsóide de susceptibilidade (diferenças inferiores
a ~5º), permitindo uma correlação direta entre as tramas magnética e cristalográfica
(Borradaile e Werner, 1994). Os minerais ferromagnéticos, por sua vez, apresentam
uma anisotropia de forma (magnetostática) que está diretamente relacionada à
distribuição dos pólos magnéticos ao longo de sua superfície. Em um grão elipsoidal
com magnetização uniforme M, o campo desmagnetizante (que se opõe à
magnetização) do cristal é dado por:
NM=H d −
na qual N é o fator de desmagnetização, que depende da forma do grão. Para
uma esfera, 31=N . Para um grão com forma elipsoidal, 1=++ cba NNN , em que a, b
e c correspondem aos eixos principais do elipsóide. Deste modo, um grão prolato
quando magnetizado ao longo do eixo maior (c) irá apresentar poucos pólos
magnéticos em suas extremidades separados por uma grande distância, tal que
0=N c e 21=N=N ba .
As medidas de ASM foram efetuadas em amostras cilíndricas de 2,2 cm de
altura por 2,5 cm, em um susceptômetro KLY4S da Agico Ltd. Os tensores de
anisotropia foram estimados a partir de rotinas de ajuste por mínimos quadrados
(Hext, 1963) e as médias das orientações dos eixos principais de anisotropia foram
obtidas a partir do método bootstrap (Constable e Tauxe, 1990). Para estes cálculos
foi utilizado o programa Anisoft 3.1.
Métodos
25
3.2 Anisotropia de remanência anisterética (ARM)
Além das análises de ASM, foram efetudas medidas de anisotropia de
remanência anisterética (ARM), a fim de isolar a anisotropia dos minerais
ferromagnéticos (e.g. Jackson, 1991, Trindade et al., 2001, Martin-Hernandez e
Ferré, 2007). Esses resultados complementam os estudos de ASM, uma vez que a
susceptibilidade magnética resulta da contribuição de todos os minerais, incluindo os
minerais diamagnéticos, paramagnéticos e ferromagnéticos.
A magnetização remanescente anisterética é adquirida através da aplicação
de um campo constante (DC) simultaneamente ao decaimento de um campo
alternado AF (campo de pico Haf), induzindo uma magnetização muito estável em
portadores magnéticos com coercividade remanescente abaixo de Haf.
Da mesma forma que na determinação ASM, a anisotropia de remanência
anisterética (ARM) é obtida a partir da medida da magnetização remanescente
anisterética adquiridas ao longo de diferentes posições, definindo a intensidade e a
orientação dos três eixos principais K1 ≥ K2 ≥ K3 do tensor de ARM. O grau de
anisotropia e a simetria do tensor de ARM são representados, respectivamente,
pelos mesmos parâmetros utilizados para definir o elipsóide de ASM (Tabela 3.1).
Nesse estudo, a remanência anisterética foi induzida através de um
desmagnetizador LDA-AMU1 (Agico Ltd.) com um campo DC de 100 µT e um pico
de campo Hfa de 100 mT, que integra todo o espectro coercividade nas amostras
estudadas. A magnetização remanescente após cada etapa de indução foi medida
com um magnetômetro JR6A (Agico Ltd.). Para três sítios foram feitos testes usando
arranjos de 6, 12 e 18 posições com o intuito de estimar o melhor ajuste do tensor
de ARM. Neste caso, o arranjo de 12 posições mostrou-se mais efetivo, uma vez
que o arranjo em 6 posições apresentou erros bastante elevados. Esse arranjo foi
então utilizado para os demais sítios. Os tensores de anisotropia foram estimados a
partir de rotinas de ajuste por mínimos quadrados (Hext, 1963) e as médias das
orientações dos eixos principais de anisotropia foram obtidas a partir do método
Jelinek (1981). Para estes cálculos foi utilizado o programa Anisoft 3.1 (Agico Ltd.).
Métodos
26
3.3 Anisotropia de forma a partir de análise de imagens
Um objeto isolado em uma imagem binária pode ser definido por um conjunto
de pixels adjacentes contendo um mesmo código numérico (Figura 3.1a). Em uma
grade reticulada, dois pixels são considerados adjacentes se eles apresentam pelo
menos duas arestas em comum. A forma de um objeto 2-D é, na maioria das vezes,
anisotrópica e mais ou menos convexa, podendo, então, ser representada por uma
elipse (Figura 3.1b).
Figura 3.1: Conjunto de pixels adjacentes definindo um objeto (grão) e suas coordenadas no referencial xy (ver texto); (B) Tensor de inércia do grão representado por uma elipse e orientação (Ø) de seu eixo maior. G, centro de massa do objeto.
O tensor de inércia para o alvo 2-D é geralmente utilizado para simular a
rotação de um objeto discreto j de forma qualquer (Rink, 1976), em torno de seu
centro de massa G (Jahne, 1991). Um algoritmo de busca inicialmente identifica os
pixels adjacentes pertencentes a um mesmo objeto e atribui, a cada pixel, uma
coordenada xi e yi. A identificação do objeto (grão) fornece sua área A efetiva em
pixels, que pode subseqüentemente ser convertida para o sistema métrico. Em
seguida, conhecendo as coordenadas xi e yi de cada pixel, são calculadas as
coordenadas xc e yc do centro de massa G do grão j através da seguinte expressão
(Figura 3.2):
∑== iic xA
xx1
e ∑== iic yA
yy1
,
sendo A o número de pixels.
Métodos
27
Analisando a distribuição dos pixels constitutivos de um grão 2-D anisotrópico
em torno de seu centro de massa, podemos simplificar essa distribuição por uma
elipse resultante dos autovalores do tensor de inércia 2-D. Os momentos centrais de
2ª ordem, mxx myy e mxy formam os componentes do tensor Mj:
yy
xy
xy
xx
m
m
m
mMj =
( )21∑ −=
i cixx xxA
m , ( )( )∑ −−=i cicixy yyxx
Am
1 e ( )21
∑ −=i cixx yy
Am [5]
Os autovalores λ1 e λ2 , do tensor são calculados pela matriz:
−
−=
j
j
j
j
j
j
j
jMj
φφ
φφ
λλ
φφ
φφ
cos
sin
sin
cos.
0
0.
cos
sin
sin
cos
2
1
em que,
yyxx
xyj mm
m
−= arctan
2
1φ
O ângulo Ø (Figura 05b) fornece a orientação do eixo longo do grão j, que é
dado pelo maior autovalor de Mj. Os parâmetros que caracterizam a anisotropia do
grão são (Rink, 1976);
- a razão axial 21 λλ=r
- os semi-eixos da elipse A e B, na qual 14λ=a e 24λ=b
- seu diâmetro D = 2r equivalente ao círculo de mesma área A do grão.
Métodos
28
Círculo (A)
El ipse ( A
)
Caixa (A )0
a
br
b’
a’a0
b0
G
Gb
Tensor de inércia
Figura 3.2: Parâmetros representativos da forma de um objeto. Note o deslocamento entre os centros de massa do tensor de inércia e do retângulo que circunscreve o objeto. Este deslocamento está relacionado à deficiência de pixels do grão na sua parte inferior (Archanjo et al. (2006).
Os semi-eixos a e b multiplicados por dois, correspondem ao eixo maior e
menor da elipse do tensor de inércia. A normalização dos momentos mxx, mxy e myy
pela área A, por sua vez, fornece os eixos principais a’ e b’que independem do
tamanho do grão. A normalização pela área permite que os pixels com mesmo
código numérico possuam um mesmo peso. O grão também pode estar contido em
um retângulo (bounding Box, Rink, 1976). Os lados ab e bb do retângulo são obtidos
pela projeção do grão nas duas direções principais a e b da elipse do momento de
inércia (Figura 3.2), na qual rb é a razão axial do retângulo. Os centros de massa G
da elipse e do retângulo coincidem se a distribuição de pixels no grão for uniforme
em torno do centro de massa do grão. Se esta distribuição for heterogênea, os
respectivos centros de massa não coincidem com a conseqüente variação dos
parâmetros de anisotropia.
Métodos
29
O elipsóide que descreve a anisotropia de forma dos elementos analisados
(grãos ou poros) pode ser obtido a partir do método dos interceptos (Launeau e
Robin, 2002) que determina a anisotropia de uma malha 2-D. Esse método
caracteriza um objeto de forma 2-D pela contagem de pontos que constitui a sua
forma geométrica, ou seja, pela quantidade de vezes que uma reta L com ângulo α
“escapa” dos limites do corpo (Figura 3.3).
Figura 3.3: Exemplos de utilização do método dos interceptos usando um gride com α=90º (acima) e um gride com α=145º (abaixo) no objeto amarelo de área X. Os pontos do gride são materializados por círculos (vermelhos dentro da área do objeto e brancos fora do objeto). O numero de interceptos para Nl na linha j, Nl(j,α), é o número de vezes que o cursor sai da área do objeto. No método dos interceptos faz-se uma varredura do objeto com diferentes valores de α, obtendo-se assim um conjunto de valores de Nl que permitem construir uma roseta de interceptos (a direita) e um elipsóide de anisotropia.
Métodos
30
O processo de captura de imagens foi realizado no LABPETRO (Laboratório
de Petrografia Sedimentar – IGc/USP) segundo a metodologia de Archanjo et al.
(2006). Foi utilizada uma lupa binocular que transfere a imagem para aprimoramento
no analisador Leica QWIN550. Foram estudadas 12 lâminas delgadas referentes a
dois diques clásticos (6 lâminas para cada dique). Durante a captura das imagens a
iluminação e o posicionamento da lâmina foram pré-definidos de forma que todas as
imagens tivessem o mesmo padrão (filtro, iluminação, contrate, nitidez). Foi
preparada uma rotina (seqüência de passos com diversas funções organizadas em
uma ordem lógica de acontecimentos) para ajuste e aquisição das imagens digitais
conforme Figura 3.4.
Figura 3.4: Desenho esquemático da rotina de trabalho desde a amostragem até o tratamento das imagnes, Modificado de Rodrigues, S.W.O. (2003).
Em cada lâmina foram tomadas 06 imagens aleatórias, porém tendo o
cuidado de não haver nenhum ponto coincidente, compreendendo um total de 70
imagens da forma dos clastos de quartzo e 70 imagens da matriz argilosa das
amostras, classificadas como, xy1, xy2, xy3, xy4, xy5 e xy6 da seção xy, e assim
sucessivamente para as seções xz e yz. Para evitar erros nos cálculos estatísticos
Métodos
31
subseqüentes, é importante salientar o cuidado de não sobrepor a região
fotografada. Para coleta das imagnes foi utilizado um aumento de 25 vezes, apenas
para a amostra ED-1F3 o aumento foi de 32 vezes. A partir dessas imagens,
constituídas por pixels, foram aplicados programas específicos para obtenção de
parâmetros de forma, como as orientações preferenciais, tamanhos e distribuição
dos grãos. O tratamento das imagens foi feito no programa Adobe Photoshop, no
qual as 140 imagens passaram pelo processo de realce, com o objetivo de destacar
as diferenças entre os grãos e a matriz dos diques.
Após a captura e o primeiro tratamento feito no photoshop, as imagens são
tratadas no programa ImagGVTIFF, no qual a imagem é processada para tornar-se
binária (grãos pretos e matriz branca ou o inverso dependendo o foco de estudo)
sendo eliminado, nesta etapa, os grãos menores de 16 pixels. Essa imagem final
passa novamente pelo photoshop, com o intuito de “definir” os grãos, porém não se
fez necessário a separação dos mesmos por causa do método utilizado
(interceptos). A partir dessa nova imagem, é utilizado outro programa Intercepts, no
qual é introduzido o tamanho (cm) da imagem, obtido no processo de captura, além
da orientação das seções xy, xz e yz. Com esse programa, calcula-se o tensor de
inércia, a forma média dos grãos e o diagrama das principais direções.
Os dados do programa Intercepts são transferidos para o programa Ellipsoid.
Nesse programa são utilizados o azimute (trend) da amostra, os valores de eixo
maior (a) e eixo menor (b) do tensor de inércia, e o valor de Ø das elipses
seccionais. Desse modo o programa Ellipsoid ajusta as elipses determinadas nas
três seções ortogonais e calcula o elipsóide correspondente.
3.4 Mineralogia Magnética
Com base no estudo do comportamento da susceptibilidade magnético dos
minerais, podemos definir três classes principais: diamagnetismo, paramagnetismo e
ferromagnetismo (latu sensu). A maioria dos minerais formadores de rocha
apresenta comportamento diamagnético ou paramagnético. Os diamagnéticos (e.g.,
calcita, quartzo e feldspatos) possuem valores de susceptibilidades magnéticos
baixos e negativos, ou seja, nestas matérias uma pequena magnetização
desenvolve-se em direção oposta ao campo aplicado. Todos os minerais formadores
Métodos
32
de rocha apresentam um contribuição diamagnética de cerca de -14x10-6 SI,
relacionada à sua densidade eletrônica (barradaile e Henry, 1997). Os minerais
paramagnéticos correspondem dominantemente aos constituintes máficos (e.g.,
biotita, anfibólios, piroxênios, olivinas, granadas) e apresentam valores de
susceptibilidade positivos e baixos, da ordem de 10-4 SI de acordo com a lei de
Curie:
K=C/T
Sendo C a constante característica de cada material e T a temperatura (em
Kelvin).
Os minerais com comportamento ferromagnético (l.s.) possuem
susceptibilidade magnética bastante alta (e.g., da ordem de 5 SI para a magnetita e
de 6x10-3 SI para a hematita), apresentando variações relacionadas à composição
química, tamanho e forma dos grãos. Apesar destes minerais geralmente ocorrerem
como acessórios (compreendendo menos de 1% do volume das rochas), eles
dominam o comportamento magnético das rochas. A susceptibilidade pode ser
expressa, com a base nesses grupos, na forma:
diadiaparaparaferreferro vKvKvKK ++=
Sendo K e v são, respectivamente, a susceptibilidade magnética e o volume
relativos às frações ferromagnéticas (ferro), paramagnética (para) e diamagnética
(dia).
Nos materiais paramagnéticos e diamagnéticos a magnetização M é nula na
ausência de um campo magnético indutor H . Além disso, são necessários campos
magnéticos bastante altos, da ordem de 100 T (~108 Am-1), para que haja completo
alinhamento de seus momentos magnéticos por apresentar histerese. Quando
submetidos ‘a ação de um campo magnético H , estes minerais sofrem saturação de
sua magnetização ( SM ) em campos bem mais baixos que os minerais dia- e
paramagnéticos, e podem reter magnetização na ausência de um campo indutor. Se
o campo indutor é reduzido a zero após a saturação, a magnetização residual
Métodos
33
corresponde à magnetização de saturação ( rsM ). Aplicando-se então um campo
magnético na direção contrária, a magnetização induzida será nula para um valor de
campo cH , que corresponde à força coerciva do material. O campo magnético
necessário para anular a magnetização remanente é denominado força coerciva
remanente crH . Estas propriedades apresentam valores em intervalos
característicos para cada mineral ferromagnético (l.s.).
Em um grão ferromagnético (l.s.), a energia magnetostática mE é
proporcional a 2M . Um grão uniformemente magnetizado irá apresentar sMM = e
terá, consequentemente, uma mE extremamente alta. Para reduzir esta energia, a
magnetização é subdividida ao longo de diversas células com magnetização
uniforme, denominadas domínios magnéticos. Dentro de cada domínio, a
magnetização é igual a sM , entretanto a magnetização resultante para o grão é bem
inferior a sM . Grãos com vários domínios são denominados multidomínio (MD). Para
grãos muito pequenos, a energia necessária para gerar domínios magnéticos é
superior à energia magnetostática, o que desfavorece a formação de domínios,
resultando por tanto num grão monodomínio (SD). As razões srs MM / e ccr HH /
são fortemente dependentes do tamanho das partículas magnéticas e, portanto, de
sua estrutura de domínios magnéticos (Day et al., 1977; Dunlop, 1986; Dunlop e
Özdemir, 1997). Grãos ferromagnéticos que apresentam valores de srs MM / e
ccr HH / entre os tipos SD e MD são classificados como pseudo-monodomínio
(PSD).
Para a caracterização da mineralogia magnética, foram utilizadas curvas
termomagnéticas obtidas com o equipamento CS3 acoplado ao susceptômetro KLY4
da Agico. Essa técnica é muito eficiente na determinação dos portadores magnéticos
das rochas. As curvas foram geradas com perfis de temperaturas entre -200º C e
700º C. Duas transições importantes nas curvas termomagnéticas de alta
temperatura são a temperatura de Curie e a temperatura de Néel. A temperatura de
Curie (ferrimagnetismo) ou de Néel (antiferromagnetismo) corresponde à
temperatura em que um mineral magnético perde sua magnetização espontânea.
Essa trajetória é característica de certos minerais e depende também de sua
Métodos
34
composição. Para a magnetita pura, por exemplo, essa temperatura está entre
570ºC e 575ºC, enquanto que para a hematita pura, a temperatura é de 680ºC
(Dunlop & Ozdemir, 1997). Nas curvas termomagnéticas de baixa temperatura a
magnetita e a hematita também exibem importantes transições, denominadas
transição de Verwey para a magnetita (120 K/153°C) e transição de Morin para a
hematita (258K/-15°C).
Outra técnica utilizada para a caracterização da mineralogia dos diques
clásticos foram curvas de indução de magnetização. A aquisição de IRM é feita
através da aplicação de um campo direto sobre uma amostra a temperatura
ambiente (Dunlop & Özdemir, 1997). O grau de alinhamento dos momentos
magnéticos dos grãos depende da intensidade do campo aplicado e da coercividade
dos minerais magnéticos presentes na amostra (Lowrie, 1997). As curvas de
aquisição de magnetização remanente isotermal (IRM) permitem estimar a
coercividade e a magnetização de saturação dos minerais ferromagnéticos. Esta
técnica consiste em induzir, em temperatura ambiente, uma magnetização
remanente isotermal em campos progressivamente mais elevados até a completa
saturação da amostra. Uma análise mais aprofundada das curvas de IRM pode ser
efetuada através do método proposto por Kruiver et al. (2001), o qual se baseia na
suposição de que as curvas de IRM adquiridas por uma assembléia natural de
minerais magnéticos pode ser aproximada a uma função cumulativa log-Gaussiana
(CLG) (Robertson & France, 1994). Isso ocorre porque a distribuição de tamanhos
de grão de uma rocha ou sedimento é logarítmica (Kruiver et al. 2001). Com base
nisso os autores desenvolveram uma planilha (IRM-CLG 1.0) onde é possível
identificar diferentes contribuições de minerais magnéticos dentro de uma mesma
amostra, mesmo quando a saturação não é alcançada. Essa quantificação é feita
através do logaritmo do valor que corresponde à metade da SIRM (H1/2) e do índice
de dispersão (DP), que é dado pelo desvio padrão da distribuição logarítmica. A
partir dessa planilha, são obtidos: o campo coercivo de cada uma das componentes
da rocha, a contribuição percentual de cada uma delas e a razão-S.
As curvas de aquisição de IRM foram feitas no Laboratório de
Paleomagnetismo do IAG-USP em um magnetizador tipo pulsado da Magnetic
Measurements modelo MMPM10, que atinge campos máximos de 2800 mT na
bobina de 2,45 cm de diâmetro. A magnetização remanescente foi medida em um
Métodos
35
magnetômetro tipo spinner da Molspin Ltd. As curvas de indução foram construídas
com campos indutores entre 10 mT e 2000 mT ao longo de 50 etapas de
magnetização.
Métodos
36
Contexto Geológico
37
4 CONTEXTO GEOLÓGICO
4.1 A Bacia do Paraná
A área de estudo está situada na Bacia Sedimentar do Paraná, desenvolvida
entre o Neo-Ordoviciano e o Neocretáceo (Milani, 1997), no interior da Plataforma
Sul-Americana, centro–leste da América do Sul. A Bacia do Paraná possui um
preenchimento ígneo-sedimentar, composto por sedimentos continentais e marinhos
intercalados com derrames basálticos de idade cretácea, depositados sobre
migmatitos, granitos, gnaisses e supracrustais que constituem o embasamento da
Plataforma Sul-Americana. Ela corresponde a uma das maiores coberturas
sedimentares do continente sul-americano abrangendo porções territoriais do sul-
sudeste do Brasil, Paraguai oriental, nordeste da Argentina e norte do Uruguai,
numa área total que ultrapassa 1.000.000 km2 (Milani e Ramos, 1998).
A bacia exibe forma elipsoidal com eixo maior disposto em NNE-SSW (Figura
4.1). Seu posicionamento geotectônico atual e as suas características tectono-
sedimentares são típicos de bacias do tipo intracratônica. Ela desenvolveu-se sobre
um arcabouço proterozóico de blocos cratônicos circundados por cinturões de
dobramentos e empurrões com orientação predominantemente SW-NE (Milani e
Ramos, 1998). A subsidência e o acúmulo de sedimentos na Bacia do Paraná
tiveram início durante o Neo-Ordoviciano, provavelmente devido a uma subsidência
inicial promovida pela reativação de estruturas intraplaca (Milani, 1997). As diversas
reativações tectônicas durante a evolução da bacia influenciaram na formação de
calhas deposicionais, de depocentros, e no desenvolvimento de altos internos (e.g.
Fúlfaro et. al., 1982; Zalán et. al., 1990).
Contexto Geológico
38
Figura 4.1: geológico regional da Bacia do Paraná.
De acordo com Milani (1997), a evolução tectono-sedimentar da Bacia do
Paraná é marcada por seis unidades aloestratigráficas de segunda ordem, ou
superseqüências, sendo elas (Figura 4.2): Rio Ivaí (Caradociano-Landoveriano),
Paraná (Lockoviano-Frasniano), Gondwana I (Westfaliano-Scythiano), Gondwana II
(Anisiano-Noriano), Gondwana III (Neojurássico-Berriasiano) e Bauru (Aptiano-
Maestrichtiano). Três delas correspondem a ciclos transgressivo-regressivos
Contexto Geológico
39
paleozóicos e as demais são pacotes sedimentares continentais mesozóicos com
rochas ígneas associadas.
A Supersequência Rio Ivaí, bem exposta ao norte da bacia, é constituída em
sua base por arenitos da Formação Alto Garças (~300 m) sobrepostos por algumas
dezenas de metros de diamictitos glaciais da Formação Iapó, que representam a
glaciação Ordoviciana/Siluriana do Gondwana. Seu topo é definido por folhelhos
micáceos e arenitos finos fossilíferos (Formação Vila Maria). A litoestratigrafia
Devoniana da bacia (Supersequência Paraná) é composta em sua base por
conglomerados e arenitos arcoseanos da Formação Furnas, sobrepostos por siltitos
e arenitos ferruginosos deltaicos da Formação Ponta Grossa.
A Supersequência Gondwana I representa o maior volume sedimentar da
bacia do Paraná e atinge em seu depocentro espessuras de até 2500 m. Sua
composição é heterogênea e registra grandes alterações climáticas que vão de
glaciações até desertos secos. As unidades basais da superseqüência Gondwana I
marcam as glaciações permo-carboniferas e são constituídas por diamictitos e
arenitos turbidíticos com ritmitos associados. Sobre o pacote de rochas glaciais
encontra-se o Grupo Guatá e o Grupo Passa Dois. Este último compreende
folhelhos e carbonatos com evaporitos associados da Formação Irati, na base, e
argilitos, folhelhos e siltitos com intercalação de bancos carbonáticos da Formação
Corumbataí, no topo. A superseqüência Gondwana I encerra-se no Mesozóico com
o registro do fino pacote de red-beds da Formação Rio do Rastro.
Contexto Geológico
40
Figura 4.2: Coluna estratigráfica da Bacia do Paraná (Milani, 1997).
A Superseqüência Gondwana II é representada por red-beds lacustrinos e
fluviais e abundante uma fauna fossilífera de tetrápodes do Triássico Médio. Rochas
Contexto Geológico
41
eólicas Jurássicas da Formação Botucatu e sua associação com o magmatismo
Cretáceo da Formação Serra Geral formam juntas a Superseqüência Gondwana III.
O Cretáceo Superior da Bacia do Paraná é formado por pacotes sedimentares de
leque aluviais, arenitos e conglomerados fluviais e arenitos eólicos, que fazem parte
da Superseqüência Bauru.
4.2 Sedimentação e tectônica Permo-Triássica da Bacia d o Paraná
O Permiano Superior da Bacia do Paraná mostra uma tendência regressiva
bem marcada (unidades superiores da Superseqüência Gondawa I), que levou à
continentalização da bacia no Eo-Triassico (Deserto Botucatu, Superseqüência
Gondawa II). O Permiano Superior é dominantemente representado pelo Grupo
Passa Dois, que compreende as Formações Irati (unidade inferior) e Corumbataí
(unidade superior no Estado de São Paulo, sendo que no sul do país a Formação
Corumbataí corresponde às formações Serra Alta, Teresina e parte da Formação
Rio do Rasto).
A Formação Irati é constituída por siltitos, argilitos, folhelhos sílticos, folhelhos
pirobetuminosos, em alternância rítmica com calcários e restritos níveis
conglomeráticos. Os répteis Mesossaurus brasiliensis e Sterosternum tumidum e os
crustáceos Paulocaris e Clarkecaris são os fósseis mais característicos (Perinottto
et. al., 2008). A Formação Corumbataí apresenta argilitos, folhelhos e siltitos
geralmente arroxeados e avermelhados, intercalações de bancos carbonáticos,
silexíticos e camadas de arenitos finos. Essas rochas podem ser oolíticas, ricas em
conchas de bivalves; apresentar estromatólitos e acham-se freqüentemente
silicificadas (Perinottto et. al., 2008). Os depósitos são possivelmente
marinhos/costeiros, representando planícies de maré (IPT, 1981)
Além da continentalização da bacia, alguns autores consideram que o Permo-
Triássico foi também uma época de importantes reativações tectônicas na Bacia do
Paraná (e.g. Soares, 1991; Riccomini, 1995; Milani, 1997; Rostirolla et. al., 2000).
Soares (1991) destaca o fim do Permiano e o Triássico como um período de
importante atividade tectônica compressiva, gerado falhas reversas, transcorrentes,
soerguimento e erosão generalizados. Esse evento é associado ao “choque” da
Patagônia com o restante da América do Sul ao longo das Sierras La Ventana. Por
Contexto Geológico
42
sua vez, Cobbold e colaboradores (1992) encontraram evidências de deformação
intracontinental em todo o sudoeste do Gondwana (Argentina, Uruguai, Brasil e
África) a partir de esforços horizontais compressivos nas direções entre NNW e NE.
Essa tectônica sin-sedimentar Permo-Triássica observada por Cobbold et al. (1992)
é também registrada pela ampla ocorrência de sismitos nas porções média e de topo
da Formação Corumbataí e na base da Formação Pirambóia. Enxames de diques
clásticos na Formação Corumbataí são descritos em diversos trabalhos (e.g.
Riccomini et. al., 1992 ; Riccomoni, 1995 ; Riccomini et. al. 2005; Turra et. al., 2009
e Perinotto et. al,. 2008). A análise estrutural da orientação dos diques indica esforço
horizontal máximo entre NNW e NE, direções compatíveis com a compressão do
Cinturão Cabo-La Ventana (Turra et al., 2006).
4.3 Disques clásticos da Formação Corumbataí
Um dos primeiros trabalhos a descrever diques clásticos alojados em siltitos e
argilitos da porção superior da Formação Corumbataí foi efetuado por Riccomini e
colaboradores (1992). Essas ocorrências localizam-se nos arredores de Santa Luzia,
Município de Charqueada, interior de São Paulo. De acordo com esses autores, os
diques são constituídos de areia fina com espessuras variando entre 15 e 40 cm e
por vezes apresentam ramificações em direção ao topo. A análise da orientação
preferencial de pouco mais de 70 diques indicou a existência de duas famílias
ortogonais com predomínio dos diques de direção NE-SW. As informações sobre as
principais ocorrências de sismitos Permo-Triássicos da Bacia do Paraná foram
compiladas em um trabalho de correlação regional realizado por Riccomini e
colaboradores (2005). Estes autores sugerem que reativações de falhas do
embasamento foram os responsáveis pelos sismos geradores das estruturas de
liquefação observadas nas Formações Corumbataí e Pirambóia. Essa hipótese é
sustentada pelo alinhamento geográfico das ocorrências estudadas com a Zona de
Cisalhamento de Jacutinga (Rostirolla et al., 2000). Neste caso, os dados de
paleotensões sugerem um deslocamento transcorrente sinistral para essa zona de
cisalhamento durante o período de paleossismicidade. O deslocamento da falha é
atribuído à convergência do bloco da Patagônia com a América do Sul durante a
formação do supercontinente Pangea (Turra et. al., 2006).
Contexto Geológico
43
Estudos de detalhe em algumas ocorrências de diques clásticos da Formação
Corumbataí foram efetuados por Turra (2005, 2009), Turra et al. (2006) e por
Perinotto et al. (2008). Turra (2005) e Turra (2009) determinaram a atitude de diques
clásticos em três afloramentos nos quais essas estruturas ocorrem de forma
abundante: um corte de estrada na Rodovia dos Bandeirantes, próximo à cidade de
Limeira, um corte de estrada junto à localidade de Santa Luzia e um corte de linha
férrea no município de Batovi, todos no interior do estado de São Paulo. Nos três
afloramentos, os diques clásticos estão ocorrem em diferentes horizontes e as
medidas de orientação foram efetuadas em separado para cada horizonte
estratigráfico. Os dados obtidos mostram boa coerência na orientação dos diques na
escala dos afloramentos e também em escala regional (Figura 4.3). Os dados de
paleotensões obtidos pelas orientações dos diques clásticos indicam esforço
horizontal máximo com orientação NE-SW, compatível com a reativação
transcorrente sinistral na zona de cisalhamento de Jacutinga, proposta
anteriormente por Riccomini et al. (1992). O padrão de orientação definido por Turra
e colaboradores foi questionado por Perinotto et al. (2008), que atribuem a
orientação regular dos diques clásticos a efeitos de corte dos afloramentos
estudados.
Além das estruturas reconhecidas na Formação Corumbataí, feições de
liquefação sismicamente induzida são também observadas na Formação Pirambóia
(Chamani et. al., 1992; Riccomini et al., 1996). Camadas deformadas ocorrem entre
camadas não deformadas e apresentam estruturas com laminações convolutas,
dobras recumbentes, falhas escalonadas e injeções de areia. Chamani e
colaboradores (1992) propõem que tais horizontes podem ser camadas guias de
correlação dada à expressiva abrangência geográfica das ocorrências.
Contexto Geológico
44
Figura 4.3: Diagramas de roseta com orientação dos diques clásticos em três afloramentos da Formação Corumbataí na porção nordeste da Bacia do Paraná (modificado de Turra, 2009). Os diagramas em preto representam os diferentes níveis estratigráficos estudados e os diagramas em azul representam o conjunto de medidas de orientação para cada afloramento. No centro da figura, um diagrama com 273 orientações engloba todos os dados obtidos.
Amostragem
45
5 AMOSTRAGEM
A coleta de amostras foi efetuada entre as cidades de Limeira, Batovi, Santa
Luzia, Torre de Pedra e Piracicaba, no interior do estado de São Paulo, de modo a
abranger diques clásticos situados na Formação Corumbataí e localizados em torno
da falha de Jacutinga (Figura 5.1). A amostragem foi feita por meio de furadeira
portátil adaptada movida a gasolina, permitindo a retirada de cilindros que foram
orientados em campo com bússola magnética. Em alguns casos, devido às
dificuldades de acesso ao dique ou em função da fragilidade de algumas amostras,
foram coletados blocos. Os blocos foram orientados no campo com bússola
magnética e posteriormente furados em laboratório. As amostras mais friáveis foram
impregnadas com silicato de potássio antes da manipulação em laboratório.
Supersequência Bauru(Cretáceo)
Supersequência Gondwana III (Jurássico/Cretáceo)
Supersequência Gondwana II (Triássico)
Supersequência Paraná (Devoniano)
Supersequência Gondwana I (Carbonífero/Permiano)
400 Km0
LEGENDA
Curitiba
Porto Alegre
56 WO 48 WO
N
50 km
São Paulo
Área de estudo
Área de estudo
ZCJ
Zona de Cisalhamento Jacutinga - ZCJ
BANDEIRANTES
BATOVI
STA. LUZIA
PIRACICABA
TORRE DE PEDRA
Oce
ano
Atlâ
ntic
o
URUGUAI
ARGENTINA
PARAGUAI
BO
LIV
IA
Figura 5.1: Mapa Geológico Regional da Bacia do Paraná com a localização dos pontos de amostragem e da Falha de Jacutinga (modificado de Santos et al., 2006)
Amostragem
46
5.1 Rodovia dos Bandeirantes
A amostragem de diques na Rodovia dos Bandeirantes foi executada em um
corte da estrada no km 161,5 (sentido interior) no município de Limeira - SP (S 22º
32’ 21”, W 47º 27’ 16”), próximo da divisa com o município de Cordeirópolis, na
borda da Bacia do Paraná (Figura 5.2). Foi realizada uma amostragem de dez
diques clásticos (diques 01 a 10). Esse afloramento corresponde a uma exposição
de argilitos, siltitos e arenitos com mais de 500 metros de extensão e 30 metros de
altura. Os diques são compostos de areia fina a muito fina, bem selecionados,
maciços, cimentados e de cor esbranquiçada com espessuras variando entre 2 a 50
cm, sendo que em alguns diques ocorrem ramificações em direção ao topo, com
feições de extrusão de areia (Figuras 5.3A e 5.3B).
Figura 5.2: Fotografia do corte da estrada no km 161,5 da da Rodovia Bandeirantes.
Neste afloramento foram encontradas duas populações de diques (Figura 5.3).
O primeiro conjunto de diques compreende corpos espessos (com até 50 cm), por
vezes bastante deformados e dobrados, limitados no topo por um nível com extrusão
de areia. Esses diques apresentam orientação dominantemente NE-SW. Diques
menos espessos (5-15 cm) cortam o nível de extrusão de areia e atingem uma altura
de 30 metros chegando próximo ao topo do afloramento (Figura 5.2). Esses diques
são também menos deformados e representam o conjunto de diques mais jovem.
Sua orientação preferencial é NW-SE. Foram amostrados para este trabalho
somente os diques limitados pelo horizonte com extrusão de areia. As suas
espessuras variam entre 5 cm e 40 cm e compreende dois grupos, com orientação
NNE-SSW e WNW-ESE.
Amostragem
47
Figura 5.3: Fotos do afloramento da Rodovia Bandeirantes no km 161,5. (A) Dique 02 mostrando forte deformação (note as dobras e a camada de extrusão de areia no topo da foto). (B) Dique 01, bastante espesso e com extrusão de areia no topo (porção superior esquerda da foto); a orientação do dique é perpendicular ao plano da foto (lapiseira amarela no centro da foto tem 15 cm de comprimento e serve como escala). (C) Dique 03 com orientação aproximadamente paralela ao plano do afloramento; a furadeira utilizada na amostragem serve como escala (comprimento de 50 cm). (D) Diques 07 (à direita) e 08 (à esquerda) mostrando as duas direções de maior recorrência dos diques; o dique 08 corta o dique 07 (o aparato usado para orientar as amostras ocupa o centro da foto).
.
Amostragem
48
5.2 Torre de Pedra
Foi realizada amostragem de dois diques clásticos em forma de bloco em um
corte de estrada próxima a cidade da Torre de Pedra (S 23º 17’ 22” W 48º 09’ 58”).
Esse afloramento corresponde a uma exposição de argilitos, siltitos e arenitos com
apenas dois diques de 3 metros de altura (Figuras 5.4 e 5.5A). Os diques são
compostos de areia fina a muito fina, bem selecionados, maciços, cimentados e de
cor esbranquiçada com espessuras de 40 cm, sendo que um deles (o dique 40)
apresenta uma feição de extrusão de areia. Ao todo foram coletados 4 blocos (dois
de cada dique).
Este afloramento apresenta uma grande concentração de veios de calcita, que
cortam os diques clásticos e os argilitos encaixantes da Formação Corumbataí. Os
diques apresentam orientação NW-SE. A ausência de dobramentos nos diques
clásticos sugere um grau de compactação menos acentuado do que aquele
encontrado no afloramento da Rodovia dos Bandeirantes. É possível reconhecer
inflexão na laminação dos argilitos e siltitos em função da influência dos diques
durante a intrusão.
Figura 5.4: Diques 40 (à esquerda) e 41 (à direita) encontrados na região da Torre de Pedra. Mineralogia Magnética.
Amostragem
49
Figura 5.5: Diques clásticos amostrados nas localidades de Torre de Pedra (A), Piracicaba (B), Santa Luzia (C) e Batovi (D e E). Em (A), detalhe do dique 40 mostrando feição de extrusão no topo (o dique tem espessura de 40 cm). Em (B), dique sub-vertical 'boudinado' (dique 42) cortando camada de arenito (a lapiseira tem 15 cm de comprimento e serve de escala). Em (C), dique espesso vertical, perpendicular ao plano da foto (dique 48); note que esse dique corta um outro dique vertical com orientação paralela ao plano da foto. Em (D) dique 44, dobrado e limitado por camada de arenito no topo. Em (E) dique 44, bastante espesso e limitado por lente de arenito no topo. A foto mostra a posição das amostras cilíndricas coletadas para os estudos de anisotropia, que abrangem toda a espessura do dique.
5.3 Batovi
O afloramento de Batovi está localizado ao longo de um corte de estrada de
ferro, a cerca de dois quilômetros rumo leste a partir do entroncamento com a
rodovia SP-191 (S 22º 23’ 38” W 47º 37’ 51”). Foram amostrados quatro diques
Amostragem
50
clásticos (43, 44, 45 e 46) em forma de cilindros e blocos – 7 blocos e 8 cilindros.
Esse afloramento corresponde a uma exposição de argilitos, siltitos e arenitos com
dezenas de diques ao longo de um intervalo estratigráfico de aproximadamente 8
metros de altura (Figura 5.6).
Os diques encontrados nestes afloramentos apresentam três famílias de
orientação (Turra, 2009): com direção NNE, seguida em ordem de importância por
uma família de diques com orientação NNW-NW e outra com orientação NE.
Figura 5.6: Afloramento da Formação Corumbataí em corte de linha férrea em Batovi-SP.
Esse afloramento corresponde a uma exposição de argilitos, siltitos e arenitos
com mais de 150 metros de extensão. Os diques são compostos de areia fina a
muito fina, bem selecionados, maciços, cimentados e de cor esbranquiçada com
espessuras variando entre 35 e 50 cm (Figuras 5.5D e 5.5E). Em alguns diques
Amostragem
51
ocorrem ramificações em direção ao topo, com feições de extrusão de areia. Os
diques deste afloramento apresentaram um aspecto muito friável.
5.4 Santa Luzia
Foi efetuada uma coleta no afloramento de Santa Luzia, localizado ao longo
de um corte da estrada que liga Santa Luzia a Piracicaba (S 22º 34’ 47” W 47º 42’
44”). Embora este afloramento constitua um dos pontos mais importantes para a
observação dos diques clásticos na região, atualmente ele encontra-se quase que
totalmente encoberto por vegetação (Figura 5.5C). Mesmo assim foram observados
diversos diques em pelo menos dois níveis estratigráficos distribuídos ao longo de
duas diferentes famílias de orientação.
A Formação Corumbataí, nesse ponto apresenta as mesmas características
observadas no afloramento da Rodovia dos Bandeirantes, porém com a presença de
lentes com forte concentração de fragmentos fósseis de peixes (escamas e dentes)
e gretas de contração, que demonstram um paleoambiente de águas rasas com
exposição aérea periódica (Perinotto, et. al., 2008).
Os diques têm espessuras variando entre 5 cm a 55 cm, aparentemente com
um grau de compactação igual ou pouco inferior aos diques encontrados na Rodovia
dos Bandeirantes. Os diques cortam argilitos, siltitos e arenitos compostos de areia
fina a muito fina, bem selecionados, maciços, cimentados e de cor esbranquiçada.
Foram obtidas amostras de cinco diques, sendo algumas amostras na forma de
blocos (6 amostras) e outras na forma de cilindros (10 amostras).
5.5 Piracicaba
Na cidade de Piracicaba, às margens do rio homônimo, foram coletadas
amostras orientadas de dois diques clásticos que ocorrem na base de um corte de
estrada (Figura 5.7) situado nas coordenadas S 22º 42’ 35”, W 47º 40’ 40”. Esse
afloramento corresponde a uma exposição de siltitos e arenitos com diversos diques
de 15 metros de altura. Os diques são compostos de areia fina a muito fina, bem
selecionados, maciços, cimentados e de cor esbranquiçada com espessuras de 40
cm (Figura 5.5B), sendo um deles apresentando uma feição de extrusão de areia.
Amostragem
52
A importância deste afloramento é a sua localização, pois, ele se encontra ao
sul da Zona de Cisalhamento Jacutinga, provável responsável destas feições de
diques clasticos encontrados nessa região do leste da Bacia do Paraná, enquanto os
outros afloramentos se localizam ao norte da falha.
Figura 5.7: Afloramento da Formação Corumbataí às margens do Rio Piracicaba, na cidade de Piracicaba-SP. Note o dique clástico situado à direita da foto, com cerca de cinco metros de espessura
5.6 Estimativa de compactação dos diques clásticos
A forte sinuosidade dos diques amostrados, observada especialmente no
afloramento da Rodovia dos Bandeirantes, foi atribuída à compactação pós-
deposicional. Dessa forma, efetuamos uma estimativa da porcentagem de
encurtamento vertical por meio da razão entre o comprimento original do dique,
medido com um cordão acompanhando as dobras do dique, e o comprimento
vertical final do dique após a compactação. Os resultados dessas medidas são
Amostragem
53
apresentados na Tabela 5.1 e variam entre 14% a 36%, com média de 27%. Os
contatos com a rocha encaixante são abruptos, truncando a laminação sedimentar.
Em alguns locais é possível identificar inflexões na laminação dos argilitos e siltitos
em função da influência dos diques.
Tabela 5.1. Estimativa de compactação dos diques. F0: comprimento original do dique, estimado com o auxílio de um cordão utilizado para mediar as dobras do dique; Ff: comprimento final do dique após a compactação (equivale a espessura da camada capeada pelas extrusões de areia); λ: porcentagem de compactação do dique calculada por λ = 100x[1-(Ff/F0)].
Diques F0 (m) Ff (m) λ
2 2,25 1,55 314 2,60 1,66 36C 2,80 2,00 29D 2,83 2,27 20E 2,18 1,80 17F 2,61 1,60 39G 1,98 1,70 14H 1,76 1,20 32
27Média da Compactação
Amostragem
54
Resultados
55
6 RESULTADOS
Neste capítulo serão apresentados os dados de anisotropia magnética,
anisotropia de forma e de mineralogia magnética para os diques clásticos coletados
nas localidades descritas no capítulo anterior: Rodovia dos Bandeirantes, Santa
Luzia, Batovi, Piracicaba e Torre de Pedra.
6.1 Estrutura interna dos diques clásticos: dados de an isotropia
Nesse trabalho foram utilizadas diversas técnicas quantitativas que permitem
investigar a estrutura interna de rochas sedimentares. Para todos os pontos
amostrados foram obtidos dados de anisotropia de susceptibilidade magnética em 9
a 34 amostras por dique (Tabela 6.2) e para das estruturas investigadas foram
também foram efetuadas determinações de anisotropia de remanência em um sub-
conjunto de 5 a 8 amostras (Tabela 6.3). Em todos os diques amostrados foram
efetuadas medidas de anisotropia de forma dos grãos (Tabela 6.3) e da matriz
(Tabela 6.4) em uma ou duas amostras de cada dique clástico.
Resultados
56
Tabela 6.1. Dados de ASM por sítio. A tabela apresenta o local em que os diques foram amostrados, o número do dique, a direção do dique medida no campo e o número de amostras para cada dique (N). As colunas de ASM apresentam o grau de anisotropia (P’), o fator de forma (T) e a susceptibilidade média (Km), bem como a orientação dos eixos K1 e K3 do elipsóide de ASM e os eixos maior (erro 1) e menor (erro 2) das respectivas elipses de erro.
Local Sítio Direção
N
ASM k1 k3
Dec Inc P ' T Km(103SI) dec inc erro1 erro2 dec inc erro1 erro2
Ba
nd
eir
an
tes
ED1 175 83 34 1.05 0. 65 8.83E-05 21 9 57 11 257 74 14 12
ED3 80 70 20 1.05 0. 72 5.58E-05 236 12 56 6 83 77 9 4
ED4 174 57 24 1.05 0. 75 6.07E-05 296 6 79 18 160 82 19 14
ED5 95 70 12 1.09 0. 72 5.95E-05 263 4 10 5 149 81 53 6
ED6 25 75 10 1.07 0. 57 5.38E-05 275 5 19 6 150 81 9 6
ED7 185 90 13 1.06 0. 62 4.54E-05 268 6 52 9 110 84 13 9
ED8 210 90 8 1.04 0. 84 4.22E-05 170 13 45 13 332 76 27 13
ED9 152 65 17 1.06 0. 62 4.93E-05 332 4 48 11 200 84 12 10
Torre de
Pedra
ED40 64 90
10
1.6 -0 -2.8E-06 49 4 25 12. 7 318 16 78.8 21 .9
Piracicaba ED42 292 66 18 1.01 0. 59 2.54E-04 290 6 12 3 52 79 12 8
Batovi ED46 64 90 23 1.07 0. 58 6.75E-05 243 4 30 5 136 77 12 5
Sta
Lu
zia
ED47 34 80 19 1.04 0. 43 9.10E-05 232 2 31 12 327 70 20 6
ED48 278 88 12 1.08 0. 62 4.63E-05 181 1 14 6 275 76 10 5
ED49 326 76 17 1.07 0. 47 6.71E-05 137 6 56 15 272 81 17 10
ED50 224 75 18 1.07 0. 43 4.73E-05 51 8 51 14 185 79 16 8
ED51 246 89 9 1.09 0. 71 1.03E-04 140 25 14 6 334 64 6 4
ED52 90 74 9 1.05 0. 73 7.19E-05 355 22 15 7 150 66 8 5
Resultados
57
Tabela 6.2. Dados de ARM por sítio. A tabela apresenta o local em que os diques foram amostrados, o número do dique, a direção do dique medida no campo e o número de amostras medidas em cada dique (N). As colunas de ASM apresentam o grau de anisotropia (P’) e o fator de forma (T), bem como a orientação dos eixos K1 e K3 do elipsóide de ASM e os eixos maior (erro 1) e menor (erro 2) das respectivas elipses de erro.
Local Sítio Direção
N ARM k1 k3
Dec Inc P' T dec inc erro1 erro2 dec inc erro1 erro2
Ba
nd
eir
an
tes
ED1 175 83 5 1.07 0.37 135 28 26 5 281 57 34 5
ED3 80 70 8 1.07 -0.05 125 7 26 12 19 67 25 12
ED4 174 57 5 1.07 0.15 130 13 26 18 333 76 41 17
ED5 95 70 5 1.08 0.19 256 4 36 11 354 67 59 11
ED6 25 75 5 1.16 -0.07 11 7 69 19 111 56 36 76
ED7 185 90 5 1.26 0.05 276 52 20 13 170 12 20 6
ED9 152 65 5 1.17 0.20 136 2 25 7 240 83 27 7
Batovi ED46 64 90 5 1.67 -0.73 245 34 133 29 133 29 84 33
Sta
Lu
zia
ED47 34 80 5 1.08 0.02 246 40 20 11 337 1 21 5
ED48 278 88 5 1.12 0.17 40 88 22 8 223 2 20 17
ED49 326 76 5 1.35 0.32 137 8 14 4 240 60 25 2
ED50 224 75 5 0.26 0.67 96 35 35 12 197 15 29 8
ED51 246 89 5 1.14 0.17 280 24 33 9 180 21 19 5
ED52 90 74 5 1.09 0.41 105 21 56 7 12 7 12 8
Resultados
58
Tabela 6.3. Dados de SPO para os grãos em cada sítio. As primeiras quatro colunas tabela apresentam o local em que o dique foi amostrado e a direção dos dique medida no campo. Para cada dique foram analisadas duas amostras. As colunas de SPO apresentam o grau de anisotropia (P’) e o fator de forma (T), bem como a orientação dos eixos A e C do elipsóide de SPO e os eixos maior (erro 1) e menor (erro 2) das respectivas elipses de erro. Nas duas últimas colunas é apresentado o
fator ~
F e o erro, que indicam a confiabilidade no ajuste dos dados de SPO.
Local Sítio
Direção
Amostra
SPO (g) A C
erro Dec Inc
P' T dec inc erro1 erro2 dec inc erro1 erro2
Ba
nd
eir
an
tes
ED1 175 83 I4 1.12 -0.94 321 19 5 3 87 60 71 4 1.9 1.6
J1 1.13 0.59 11 4 35 5 123 80 9 3 2.5 2.0
ED3 80 70 B1 1.09 -0.40 26 3 18 5 279 80 27 5 1.4 1.8
E2 1.09 0.20 208 4 13 5 7 86 10 5 1.6 1.4
ED4 174 57 D2 1.06 0.67 313 6 46 6 64 73 9 6 1.5 1.6
G2 1.11 0.48 324 8 25 3 74 67 6 2 0.6 0.8
ED5 95 70 A1 1.16 0.61 223 12 16 4 12 76 6 2 0.7 1.0
D3 1.06 0.52 274 4 48 6 20 76 14 6 4.1 2.0
ED6 25 75 B1 1.16 0.66 181 4 42 7 308 83 9 7 2.3 3.0
B3 1.16 0.49 281 12 17 2 156 79 3 2 2.5 1.8
ED7 185 90 B2 1.16 0.566 359 16 24 6 133 69 6 4 1.3 1.3
B3 1.17 0.75 15 11 22 3 145 73 4 3 4.2 1.3
ED8 210 90 A1 1.10 0.59 233 0 29 3 92 90 4 3 0.8 3.2
B2 1.08 0.69 10 8 58 5 264 64 7 5 4.2 1.7
ED9 152 65 B1 1.35 0.25 232 17 14 3 98 67 6 3 3.5 3.4
E2 1.06 -0.24 7 10 14 7 98 3 18 8 2.1 1.9
Torre de
Pedra ED40 64 90
A11 1.02 -0.02 287 62 35 31 68 22 36 30 4.0 1.6
A22 1.05 0.01 349 57 31 11 242 11 25 9 3.7 2.7
Piracicaba ED42 292 66 B22 1.07 -0.37 314 49 12 11 203 18 34 10 2.3 1.7
Batovi ED46 64 90 D1 1.08 0.22 220 3 32 4 10 86 14 4 2.5 1.3
F2 1.10 0.85 32 3 64 6 130 71 10 5 0.6 0.8
Sta
Lu
zia
ED47 34 80
A1 1.07 0.58 23 73 59 12 253 11 15 12 1.2 1.7
A31 1.08 0.08 326 37 18 7 224 16 17 7 2.2 2.1
B21 1.10 0.54 187 66 25 4 73 10 7 4 0.6 1.0
ED48 278 88 A33 1.08 -0.07 337 5 19 8 244 27 11 8 1.0 1.4
A42 1.10 -0.27 156 13 14 8 256 37 26 8 2.8 1.5
ED49 326 76 B33 1.07 -0.34 170 10 8 5 284 68 24 5 0.8 1.1
B52 1.10 0.03 173 23 38 5 302 56 25 6 1.0 1.5
ED50 224 75
A12 1.15 0.16 24 53 12 2 276 13 8 2 6.1 1.8
A22 1.10 -0.74 62 14 11 9 319 43 62 9 8.3 2.2
B31 1.07 0.79 205 29 61 13 305 18 19 8 1.7 1.7
B51 1.07 0.28 55 17 14 3 317 23 5 3 0.8 1.0
ED51 246 89 A12 1.09 0.39 177 43 17 4 273 7 8 4 2.5 1.7
A23 1.07 -0.44 186 1 9 5 277 28 27 6 3.3 1.3
ED52 90 74 A12 1.06 0.14 264 6 29 12 356 17 15 12 1.3 1.2
A32 1.06 0.21 90 40 21 13 356 5 20 11 2.6 1.0
~
F
Resultados
59
Tabela 6.4. Dados de SPO para a matriz em cada sítio. As primeiras quatro colunas tabela apresentam o local em que o dique foi amostrado e a direção dos dique medida no campo. Para cada dique foram analisadas duas amostras. As colunas de SPO apresentam o grau de anisotropia (P’) e o fator de forma (T), bem como a orientação dos eixos A e C do elipsóide de SPO e os eixos maior (erro 1) e menor (erro 2) das respectivas elipses de erro. Nas duas últimas colunas é apresentado o
fator ~
F e o erro, que indicam a confiabilidade no ajuste dos dados de SPO.
Local Sítio
Direção
Amostra
SPO (m) A C
erro Dec Inc
P' T dec inc erro1 erro2 dec inc erro1 erro2
Ba
nd
eir
an
tes
ED1 175 83 I4 1.24 0.57 353 10 20 2 238 67 4 2 1.2 1.2
J1 1.18 0.50 200 1 25 5 108 76 9 6 4.3 4.2
ED3 80 70 B1 1.11 -0.09 30 5 14 2 241 84 15 6 1.3 1.7
E2 1.18 0.02 202 3 8 3 37 87 6 3 0.7 1.1
ED4 174 57 D2 1.11 0.15 297 5 21 3 78 84 7 4 3.2 1.7
G2 1.15 0.51 298 14 21 5 61 66 8 4 2.2 1.8
ED5 95 70 A1 1.23 0.40 234 7 12 3 20 82 5 4 1.8 2.0
D3 1.10 0.63 121 6 46 7 13 72 9 5 2.4 2.0
ED6 25 75 B1 1.19 0.90 210 2 75 5 329 86 10 2 2.3 2.8
B3 1.17 0.38 293 6 21 4 159 81 7 5 2.6 3.9
ED7 185 90 B2 1.26 0.54 24 6 13 3 11 74 7 2 1.6 2.2
B3 1.22 0.75 357 12 23 3 131 73 3 2 1.7 1.8
ED8 210 90 A1 1.10 0.58 196 2 14 4 60 88 7 4 2.3 1.7
B2 1.13 0.58 19 12 31 5 259 66 7 4 2.6 1.8
ED9 152 65 B1 1.32 0.10 238 16 6 2 85 72 7 2 1.0 1.4
E2 1.12 -0.34 70 3 5 3 171 76 12 3 6.0 1.5
Torre de
Pedra ED40 64 90
A11 1.06 0.01 324 33 23 17 187 48 24 15 2.6 2.8
A22 1.07 -0.57 343 69 37 18 147 21 59 15 5.3 4.3
Piracicaba ED42 292 66 B22
1.06 -0.61 331 42 15 11 169 46 50 11 0.9
1.3
Batovi ED46 64 90 D1 1.12 0.80 237 0 55 3 327 87 4 3 1.5 1.7
F2 1.14 0.87 327 13 64 5 104 72 5 4 0.6 0.7
Sta
Lu
zia
ED47 34 80
A1 1.15 0.52 22 70 13 4 244 15 5 4 2 1.50
A31 1.11 0.10 317 41 16 6 52 5 15 3 1 1.60
B21 1.14 0.40 168 59 14 4 68 6 5 3 1 1.10
ED48 278 88 A33 1.14 -0.15 334 5 6 2 242 20 7 2 2 1.30
A42 1.10 -0.67 159 5 7 5 250 9 34 6 3 1.30
ED49 326 76
B33 1.08 -0.25 168 14 12 7 294 67 14 7 1 0.90
B52 1.11 -0.11 152 21 8 2 309 67 15 2 2 0.70
ED50 224 75
A12 1.19 0.17 29 48 15 3 279 17 6 3 7 16.00
A22 1.11 -0.23 66 19 6 4 330 17 11 5 9 1.50
B31 1.07 0.60 30 9 41 9 297 16 11 9 1 1.20
B51 1.09 0.09 50 17 12 5 313 21 10 5 3 1.80
ED51 246 89 A12 1.10 0.70 176 60 46 8 268 1 11 5 1 1.40
A23 1.07 0.12 360 19 23 7 90 3 11 7 1 1.50
ED52 90 74
A12 1.06 -0.06 264 15 17 7 170 15 14 8 3 1.60
A32 1.06 -0.06 264 16 17 7 171 11 14 8 3 1.60
~
F
Resultados
60
6.1.1 Rodovia dos Bandeirantes
Foram efetuadas medidas de ASM em oito diques (Tabela 6.1) do
afloramento da Rodovia dos Bandeirantes. Os dados de susceptibilidade magnética
indicam valores de susceptibilidade fracos, variando entre 42,2 x10-6 e 88,3 x10-6 SI.
Para todos os sítios, os elipsóides de ASM apresentaram baixo grau de anisotropia,
com P’ sempre inferior a 1,10 e elipsóides com formato oblato, apresentando valores
de T sempre positivos (Figura 6.1). A orientação dos eixos principais do elipsóide de
de ASM para todos os diques é bastante semelhante, com eixos K1 e K2
horizontais, em geral com superposição das elipses de erro, e eixo K3 próximo da
vertical e muito bem definido (Figuras 6.2 a 6.9). Esse comportamento é compatível
com uma foliação magnética bem definida e horizontal (K3 é o pólo da foliação) e
uma lineação magnética (orientação de K1) mal definida.
Figura 6.1: Diagrama P' contra T para todas as medidas de anisotropia do afloramento da Rodovia dos Bandeirantes.
Durante a amostragem no afloramento da Rodovia dos Bandeirantes foram
coletadas amostras ao longo da extensão vertical dos diques, desde a base até o
topo. No dique 01 também foram coletadas amostras na parte 'extrusiva' da
estrutura, situada no limite superior do dique. Merece destaque, portanto, a grande
Resultados
61
homogeneidade da trama de ASM observada ao longo do dique 01, desde a base
até o topo da estrutura (Figura 6.2), inclusive na porção 'extrusiva', onde espera-se
uma direção de transporte diferente, uma vez que nesse local o sedimento atinge a
superfície e espalha-se lateralmente formando 'vulcões de areia' (Figura 5.XX). Se
compararmos a orientação dos eixos de ASM com a orientação dos diques medida
no campo (Tabela 6.1), a lineação magnética tem orientação paralela à direção dos
diques na grande maioria dos casos (diques 01, 03, 04, 05, 07, 08 e 09). Apenas o
dique 06 apresenta o eixo intermediário (K2) paralelo à direção do dique.
Os elipsóides de ARM para os diques da Rodovia dos Bandeirantes são muito
semelhantes em orientação e forma àqueles obtidos com a técnica de ASM (Tabela
6.2), embora o grau de anisotropia para a ARM seja um pouco mais elevado (Figura
6.1). Esse comportamento é descrito em outros trabalhos e decorre de dois fatores:
a anisotropia de remanência é portada apenas por uma fração da mineralogia
magnética e a anisotropia intrínseca da remanência é maior do que a anisotropia de
susceptibilidade para os mesmos grãos (e.g., Jackson et al., 1991; Trindade et al..,
2001; Borradaile e Jackson, 2010). No entanto, ainda assim os valores de P’ são
inferiores a 1,15 para a maioria das amostras, com exceção do dique 07 (Tabela
6.2). Os elipsóides possuem formato neutro a oblato (valores de T próximos à zero
ou positivos). Com exceção do dique 07, a orientação dos eixos principais dos
elipsóides de ARM segue sempre o comportamento observado na ASM, com eixos
K1 e K2 próximos à horizontal e eixo K3 próximo à vertical. O dique 07, por sua vez,
apresenta forte dispersão dos eixos de ARM e não define uma trama de remanência
(Figura 6.7).
As anisotropia de orientação preferencial de forma (SPO) apresentou
resultados semelhantes para os grãos (SPOg) e para a matriz (SPOm). Os valores
dos erros de ajuste são baixos, sempre inferiores a 4,0, bem como o parâmetro ~
F ,
com valores sempre inferiores a 4,2 (com exceção da amostra ED09-E2, com valor
de ~
F igual a 6,0). O grau de anisotropia observado nos elipsóides de forma de
grãos e da matriz é ligeiramente superior àquele observado nos dados de ASM e de
ARM. Os elipsóides de SPOg e SPOm são predominantemente oblatos, embora
alguns diques apresentem elipsódes neutros (diques 03 e 09) a prolatos (uma das
Resultados
62
amostras do dique 01) (Tabela 6.3). Quanto à orientação, os eixos do elipsóide de
anisotropia de forma para todos os diques são semelhantes àqueles obtidos pelas
anisotropias magnéticas. Os eixos máximo (A) e intermediário (B) ocupam o plano
horizontal e o eixo mínimo (C) situa-se próximo à vertical (Figuras 6.2 a 6.9).
2,56E-08 3,35E-08Km [SI]1,000
1,075P
1,0001,075
P
-1
1T
ARM
-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20
P' -1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20 1,25
P'
N
90
180
270
K1K2K3
N=5
ASM
SPO
-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20
P'
I4g
N
90
180
270
N=34
K1K2K3
4,47E-05 1,61E-04Km [SI]
1,000
1,071P
1,000 1,071P
-1
1T
-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20 1,25 1,30
P'
I4m
ABC
N
90
180
270
N
90
180
270
SPO
j1g j1mN
90
180
270
N
90
180
270
Dique 01
ABC
Figura 6.2: Resultados para o dique 01 (Rodovia dos Bandeirantes). A orientação e os parâmetros de forma de ASM, ARM e SPO são apresentados em diagramas estereográficos, diagramas K-P' e diagramas P-T. Resultados de ASM e ARM são apresentados na parte superior da figura. Resultados da trama de forma nos grãos (SPOg) e na matriz (SPOm) são apresentados para duas amostras do mesmo dique.
Resultados
63
-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P' -1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P' -1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20 1,25
P'-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P'
7,49E-05
1,000
-1
1T
N=20
K1K2K3
2,22E-05 Km [SI]1,000
1,138P
1,138 P
N
90
180
270
SPO
B1g
2,49E-08
1,000
-1
1T
N=8
K1K2K3
1,84E-08 Km [SI]1,000
1,135P
1,135 P
N
90
180
270
B1mN
90
180
270
N
90
180
270
SPO
E2g E2mN
90
180
270
N
90
180
270
Dique 03
ARMASM
ABC
ABC
Figura 6.3: Resultados para o dique 03 (Rodovia dos Bandeirantes). A orientação e os parâmetros de forma de ASM, ARM e SPO são apresentados em diagramas estereográficos, diagramas K-P' e diagramas P-T. Resultados de ASM e ARM são apresentados na parte superior da figura. Resultados da trama de forma nos grãos (SPOg) e na matriz (SPOm) são apresentados para duas amostras do mesmo dique.
Resultados
64
-1
T
1
1,001,00 1,01 1,02 1,03 1,04 1,05 1,06 1,07 1,08 1,09
P' -1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P' -1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20
P'-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P'
ARM
N=24
K1K2K3
3,90E-05 1,03E-04Km [SI]1,000
1,059P
1,000 1,059 P
-1
1T
N
90
180
270 ASM
SPO
D2g D2mN
90
180
270
N
90
180
270
SPO
G2g jG2mN
90
180
270
N
90
180
270
Dique 04 N=5
K1K2K3
2,09E-08 2,78E-08Km [SI]1,000
1,108P
1,000 1,108 P
-1
1T
N
90
180
270
ABC
ABC
Figura 6.4: Resultados para o dique 04 (Rodovia dos Bandeirantes). A orientação e os parâmetros de forma de ASM, ARM e SPO são apresentados em diagramas estereográficos, diagramas K-P' e diagramas P-T. Resultados de ASM e ARM são apresentados na parte superior da figura. Resultados da trama de forma nos grãos (SPOg) e na matriz (SPOm) são apresentados para duas amostras do mesmo dique.
Resultados
65
-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20
P' -1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20 1,25 1,30
P' -1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P'-1
T
1
1,001,00 1,02 1,04 1,06 1,08 1,10
P'
ARM
N=12
K1K2K3
2,72E-05 1,16E-04Km [SI]1,000
1,142P
1,000 1,142P
-1
1T
N
90
180
270 ASM
SPO
A1g A1mN
90
180
270
N
90
180
270
SPO
D3g D3mN
90
180
270
N
90
180
270
Dique 05 N=5
K1K2K3
9,92E-09 2,20E-08Km [SI]1,000
1,119P
1,000 1,119
P
-1
1T
N
90
180
270
ABC
ABC
Figura 6.5: Resultados para o dique 05 (Rodovia dos Bandeirantes). A orientação e os parâmetros de forma de ASM, ARM e SPO são apresentados em diagramas estereográficos, diagramas K-P' e diagramas P-T. Resultados de ASM e ARM são apresentados na parte superior da figura. Resultados da trama de forma nos grãos (SPOg) e na matriz (SPOm) são apresentados para duas amostras do mesmo dique.
Resultados
66
-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20 1,25
P' -1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20 1,25
P' -1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20 1,25
P'-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20
P'
ARMASM
SPO
B1g B1mN
90
180
270
N
90
180
270
SPO
B3g B3mN
90
180
270
N
90
180
270
Dique 06 N=5
K1K2K3
1,83E-08 2,51E-08Km [SI]1,000
1,390P
1,000 1,390
P
-1
1T
N
90
180
270
N=10
K1K2K3
2,25E-05 8,26E-05Km [SI]1,000
1,101P
1,000 1,101P
-1
1T
N
90
180
270
ABC
ABC
Figura 6.6: Resultados para o dique 06 (Rodovia dos Bandeirantes). A orientação e os parâmetros de forma de ASM, ARM e SPO são apresentados em diagramas estereográficos, diagramas K-P' e diagramas P-T. Resultados de ASM e ARM são apresentados na parte superior da figura. Resultados da trama de forma nos grãos (SPOg) e na matriz (SPOm) são apresentados para duas amostras do mesmo dique.
Resultados
67
-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20
P' -1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20 1,25 1,30 1,35
P' -1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20 1,25
P'-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20
P'
N=13
K1K2K3
3,13E-05 7,44E-05Km [SI]1,000
1,138P
1,000 1,138
P
-1
1T
N=5
K1K2K3
1,37E-08 2,86E-08Km [SI]1,000
1,721P
1,000 1,721
P
-1
1T
ARM
N
90
180
270ASM
SPO
B2g
N
90
180
270
B2mN
90
180
270
N
90
180
270
SPO
B3g B3mN
90
180
270
N
90
180
270
Dique 07
ABC
ABC
Figura 6.7: Resultados para o dique 07 (Rodovia dos Bandeirantes). A orientação e os parâmetros de forma de ASM, ARM e SPO são apresentados em diagramas estereográficos, diagramas K-P' e diagramas P-T. Resultados de ASM e ARM são apresentados na parte superior da figura. Resultados da trama de forma nos grãos (SPOg) e na matriz (SPOm) são apresentados para duas amostras do mesmo dique.
Resultados
68
1,05 1,10 1,15
P' -1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P' -1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20
P'-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P'
N
90
180
270
N=8
K1K2K3
3,25E-05 5,07E-05Km [SI]1,000
1,046P
1,000 1,046P
-1
1T
ASM
SPO
A1g A1mN
90
180
N
90
180
270
SPO
B2g B2mN
90
180
270
N
90
180
270
Dique 08
ABC
ABC
Figura 6.8: Resultados para o dique 08 (Rodovia dos Bandeirantes). A orientação e os parâmetros de forma de ASM, ARM e SPO são apresentados em diagramas estereográficos, diagramas K-P' e diagramas P-T. Resultados de ASM e ARM são apresentados na parte superior da figura. Resultados da trama de forma nos grãos (SPOg) e na matriz (SPOm) são apresentados para duas amostras do mesmo dique.
Resultados
69
-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20 1,25 1,30 1,35 1,40 1,45
P' -1
T
1
1,001,00 1,01 1,02 1,03 1,04 1,05 1,06 1,07 1,08 1,09
P'-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20 1,25 1,30 1,35 1,40
P' -1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P'
N=17
K1K2K3
2,54E-05 6,52E-05Km [SI]1,000
1,083P
1,000 1,083P
-1
1T
N=5
K1K2K3
1,23E-08 3,75E-08Km [SI]1,000
1,192P
1,000 1,192
P
-1
1T
ARM
N
90
180
270ASM
SPO
B1g
N
90
180
270
B1mN
90
180
270
N
90
180
270
SPO
E2g E2mN
90
180
270
N
90
180
270
Dique 09
ABC
ABC
Figura 6.9: Resultados para o dique 09 (Rodovia dos Bandeirantes). A orientação e os parâmetros de forma de ASM, ARM e SPO são apresentados em diagramas estereográficos, diagramas K-P' e diagramas P-T. Resultados de ASM e ARM são apresentados na parte superior da figura. Resultados da trama de forma nos grãos (SPOg) e na matriz (SPOm) são apresentados para duas amostras do mesmo dique.
6.1.2 Batovi
Apesar de terem sido coletados quatro diques clásticos no corte da estrada de
ferro em Batovi, somente as 23 amostras referentes ao dique 46 foram analisadas.
Os outros diques apresentaram comportamento muito friável, que impossibilitou sua
manipulação em laboratório mesmo após impregnação com silicato de potássio. A
susceptibilidade magnética nesse dique é baixa e varia de 57,0 x10-6 a 74,8 x10-6 SI.
Para todas as amostras o grau de anisotropia é bastante homogêneo, com média de
P' = 1,07. Todas as amostras apresentam elipsóides oblatos. Esse comportamento
se reflete no bom agrupamento dos eixos K3, próximos à vertical, e na maior
Resultados
70
dispersão dos eixos K1 e K2 ao longo do plano horizontal. Não obstante, é possível
definir uma lineação magnética com orientação WSW (Figura 6.10). A ARM
apresentou uma grande variação nos valores de anisotropia e na forma dos
elipsóides. A orientação dos eixos de anisotropia também apresentou forte
dispersão. Curiosamente, ao contrário da ASM, na anisotropia de remanência o eixo
melhor definido é o eixo máximo (K1) que coincide em orientação com o eixo de
máxima susceptibilidade (Figura 6.10).
N=5
K1K2K3
1,21E-09 1,23E-08Km [SI]1,000
32,049P
1,000 32,049P
-1
1T
-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P'-1
T
1
1,001,00 1,02 1,04 1,06 1,08 1,10
P' -1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P' -1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20
P'
N=23
K1K2K3
5,70E-05 7,48E-05Km [SI]1,000
1,112P
1,000 1,112P
-1
1T
ARM
N
90
180
270ASM
SPO
D1g
N
90
180
270
D1mN
90
180
270
N
90
180
270
SPO
jF2g F2mN
90
180
270
N
90
180
270
Dique 46
ABC
ABC
Figura 6.10: Resultados para o dique 46 (Batovi). A orientação e os parâmetros de forma de ASM, ARM e SPO são apresentados em diagramas estereográficos, diagramas K-P' e diagramas P-T. Resultados de ASM e ARM são apresentados na parte superior da figura. Resultados da trama de forma nos grãos (SPOg) e na matriz (SPOm) são apresentados para duas amostras do mesmo dique.
Resultados
71
Os elipsóides de forma para as amostras D1 e F2 do dique 46 têm a mesma
simetria encontrada nos elipsóides de ASM e um grau de anisotropia ligeiramente
mais elevado (Figura 6.10). Os elipsóides de forma apresentam excelente ajuste,
com erro inferiores a 1,7 e parâmetros ~
F menores que 2,5. Nas duas amostras
analisadas, os elipsóides de forma são coaxiais aos elipsóides de ASM e o eixo
longo coincide com a orientação do dique medida em campo, apresentando assim
um comportamento muito semelhante àquele observado nos diques da Rodovia dos
Bandeirantes.
6.1.3 Torre de Pedra
Foram amostrados dois diques clásticos no afloramento próximo à Torre de
Pedra, que apresentaram comportamento bastante friável durante a coleta e
preparação das amostras. Um dos diques (dique 41) foi completamente perdido
durante a preparação das amostras e os resultados apresentados a seguir
correspondem apenas às amostras coletadas no dique 40. A susceptibilidade nesse
dique é uma ordem de magnitude menor do que aquela observada em outros
diques, provavelmente em função da grande abundância de veios de calcita que
cortam os diques e as encaixantes nesse afloramento. Os dados de ASM mostram
grau de anisotropia bastante variável, com algumas amostras apresentando valores
de P' significativamente maiores do que aqueles encontrados em outros
afloramentos (Figura 6.11). Deve-se ressaltar que esse comportamento pode estar
associado à forte influência diamagnética em amostras com susceptibilidade
negativa (ver Rochette et al., 1992). A forma do elipsóide de ASM também é
diferente dos diques encontrados em Batovi e na Rodovia dos Bandeirantes,
variando de prolato a oblato. A orientação dos eixos principais de anisotropia mostra
forte dispersão. O eixo melhor definido é o eixo máximo (K1), horizontal e
coincidente com a orientação do dique em campo. As baixas intensidades de
magnetização nessas amostras impedem medidas de anisotropia de remanência
confiáveis.
Resultados
72
-1
T
1
1,001,00 1,01 1,02 1,03 1,04 1,05 1,06
P' -1
T
1
1,001,00 1,01 1,02 1,03 1,04 1,05 1,06 1,07 1,08 1,09
P' -1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P'-1
T
1
1,001,00 1,01 1,02 1,03 1,04 1,05 1,06 1,07 1,08
P'
N
90
180
270
N=10
K1K2K3
-5,11E-06 1,80E-06Km [SI]1,000
3,229P
1,000 3,229
P
-1
1T
ASM
SPO
A1.1g A1.1mN
90
180
270
N
90
180
270
SPO
A2.2g A2.2mN
90
180
270
N
180
270
Dique 40
ABC
ABC
Figura 6.11: Resultados para o dique 40 (Torre de Pedra). A orientação e os parâmetros de forma de ASM e SPO são apresentados em diagramas estereográficos, diagramas K-P' e diagramas P-T. Resultados de ASM são apresentados na parte superior da figura. Resultados da trama de forma nos grãos (SPOg) e na matriz (SPOm) são apresentados para duas amostras (A1 e A2) do mesmo dique.
Para duas amostras do dique 40 foram obtidos elipsóides de anisotropia de
forma. De um modo geral, os elipsóides de SPO apresentam um bom ajuste, com
erros inferiores a 3,0 e parâmetros ~
F menores que 5,5. Os elipsóides de forma
obtidos em todas as amostras apresentam grau de anisotropia baixo, com valores de
P' inferiores a 1,08. As orientações dos eixos principais de anisotropia de grãos e da
matriz em cada amostra são diferentes. Nos dois casos observa-se uma inversão
entre os eixos mínimo (C) e intermediário (B). O eixo máximo (A) ocupa o quadrante
noroeste em todas as amostras. O eixo mínimo é horizontal, definindo portanto uma
Resultados
73
foliação vertical, paralela ao dique no caso da matriz. A orientação obtida para os
grãos contrasta com a orientação dos eixos principais de anisotropia magnética,
resultando em uma trama invertida, na qual o eixo máximo de ASM é coaxial ao eixo
mínimo de SPOg nas duas amostras analisadas (A1 e A2).
6.1.4 Piracicaba
Apenas um dique foi amostrado no afloramento às margens do Rio
Piracicaba, na cidade homônima. Nesse sítio (dique 42) foram medidas a anisotropia
de suscpetibilidade magnética e a anisotropia de forma (Figura 6.12). Os valores de
susceptibilidade magnética obtidos em algumas amostras desse dique são os mais
elevados de toda a coleção, atingindo 2,98 x10-4 SI. O grau de anisotropia da ASM
para todas as amostras é muito baixo, com valor máximo de 1,45, e os elipsóides de
ASM são dominantemente oblatos. Os eixos principais de ASM são muito bem
definidos, com K1 horizontal, apontando para NW e K3 próximo à vertical ou
ligeiramente inclinado para NE. Esse comportamento contrasta com a orientação
dos elispóides de forma obtidos para uma das amostras (B2). Tanto o elipsóide de
forma dos grãos, quanto o elipsóide de forma da matriz são bem definidos, com
valores de erro no ajuste inferiores a 1,8 e valores de ~
F entre 0,9 e 2,3. Os eixos
minimo (C) e intermediário (B) distribuem-se ao longo de uma guirlanda nos
estereogramas, com inclinação baixa a moderada, em torno do eixo máximo (A) que
aponta para NW com inclinação moderada a forte. Esse comportamento da trama de
forma é muito semelhante àquele encontrado nas amostras do dique 40, coletado
nas cercanias da Torre de Pedra (Figura 6.11).
Resultados
74
-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P' -1
T
1
1,001,00 1,01 1,02 1,03 1,04 1,05 1,06 1,07 1,08 1,09
P'
N=18
K1K2K3
7,14E-05 2,98E-04Km [SI]1,000
1,045
P
1,000 1,045 P
-1
1
T
ASM
SPO
B2.2g
N
90
180
270
B2.2mN
90
180
270
N
90
180
270
Dique 42
ABC
Figura 6.12: Resultados para o dique 42 (Piracicaba). A orientação e os parâmetros de forma de ASM e SPO são apresentados em diagramas estereográficos, diagramas K-P' e diagramas P-T. Resultados de ASM são apresentados na parte superior da figura. Resultados da trama de forma nos grãos (SPOg) e na matriz (SPOm) são apresentados para uma amostra (B2) do mesmo dique.
6.1.5 Santa Luzia
Neste afloramento foram coletadas amostras em seis diques com graus de
deformação e orientação variados (Tabelas 6.1 a 6.4). A trama de ASM para os
diques de Santa Luzia tem parâmatros de forma bastante semelhantes àqueles
Resultados
75
observados nos outros afloramentos, sendo caracterizada por baixo grau de
anisotropia e por elipsóides dominantemente oblatos (Figura 6.13). No entanto,
dentre os afloramentos visitados este foi aquele que apresentou o comportamento
mais complexo em termos da orientação dos diferentes elipsóides de anisotropia.
Pode-se deduzir, a partir dos dados direcionais, uma gradação entre um
comportamento do tipo 'Rodovia dos Bandeirantes', onde todos os marcadores são
coaxiais e a foliação magnética e de forma são horizontais, até casos semelhantes
àqueles encontrados em Torre de Pedra e Piracicaba, nos quais as tramas de ARM,
SPOg e SPOm definem uma foliação vertical, que contrasta fortemente com a
foliação magnética horizontal definida pela ASM. A seguir descrevemos cada um
dos diques estudados seguindo essa tendência.
Figura 6.13: Diagrama P' contra T para todas as medidas de anisotropia do afloramento do trevo de Santa Luzia.
O dique que apresentou comportamento mais próximo aos da Rodovia dos
Bandeirantes foi o dique 49 (Figura 6.14). Os valores de susceptibilidade magnética
das amostras coletadas nessa estrutura variam de 5,4 x10-5 a 1,11 x10-4 SI. O grau
de anisotropia de ASM é ligeiramente superior àquele encontrado nos diques da
Rodovia dos Bandeirantes, mas em geral situa-se abaixo de 1,10. A forma dos
Resultados
76
elipsóides de ASM é oblata para a maior parte das amostras, os elipsóides de ARM
são neutros a oblatos e os elipsóides de SPOg e SPOm variam de neutro a prolato.
Quanto à orientação, todas as tramas magnéticas e de forma apresentam elipsóides
coaxiais, com eixo de anisotropia máximo horizontal e paralelo à orientação do dique
e eixo de anisotropia mínimo vertical, definindo uma foliação (magnética e de forma)
horizontal.
Os diques 47, 51 e 52 apresentam uma inversão entre o eixo mínimo (K3) da
ASM e o eixo intermediário (K2) da ARM (Figuras 6.15 a 6.17). Nesse caso, a ASM
define uma foliação horizontal e a ARM define uma foliação vertical, paralela à
orientação do dique. Nos diques 51 e 52 a foliação definida pelos grãos é sub-
vertical e segue aproximadamente a orientação dos diques clásticos (Figuras 6.15 e
6.16). Por outro lado, no dique 47, a orientação da foliação definida pelos elipsóides
de SPOg e SPOm é fortemente oblíqua ou mesmo perpendicular à parede do dique
(Figura 6.17).
Resultados
77
-1
T
1
1,001,00 1,02 1,04 1,06 1,08 1,10
P' -1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P'-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20
P'-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P'
N=17
K1K2K3
5,40E-05 1,11E-04Km [SI]1,000
1,106P
1,000 1,106
P
-1
1T
N=5
K1K2K3
1,65E-08 2,11E-08Km [SI]1,000
2,069P
1,000 2,069P
-1
1T
ARM
N
90
180
270ASM
SPO
B3.3g
N
90
180
270
B3.3mN
90
180
270
N
90
180
270
SPO
B5.2g B5.2mN
90
180
270
N
90
180
270
Dique 49
ABC
ABC
Figura 6.14: Resultados para o dique 49 (Santa Luzia). A orientação e os parâmetros de forma de ASM, ARM e SPO são apresentados em diagramas estereográficos, diagramas K-P' e diagramas P-T. Resultados de ASM e ARM são apresentados na parte superior da figura. Resultados da trama de forma nos grãos (SPOg) e na matriz (SPOm) são apresentados para duas amostras do mesmo dique.
Resultados
78
-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P' -1
T
1
1,001,00 1,01 1,02 1,03 1,04 1,05 1,06 1,07 1,08 1,09
P'-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P' -1
T
1
1,001,00 1,02 1,04 1,06 1,08 1,10
P'
N=5
K1K2K3
3,12E-08 3,80E-08Km [SI]1,000
1,213P
1,000 1,213 P
-1
1T
N=9
K1K2K3
9,36E-05 1,17E-04Km [SI]1,000
1,091P
1,000 1,091 P
-1
1T
ARM
N
90
180
270ASM
SPO
A1.2g
N
90
180
270
A1.2mN
90
180
270
N
90
180
270
SPO
A2.3g A2.3mN
90
180
270
N
90
180
270
Dique 51
ABC
ABC
Figura 6.15: Resultados para o dique 51 (Santa Luzia). A orientação e os parâmetros de forma de ASM, ARM e SPO são apresentados em diagramas estereográficos, diagramas K-P' e diagramas P-T. Resultados de ASM e ARM são apresentados na parte superior da figura. Resultados da trama de forma nos grãos (SPOg) e na matriz (SPOm) são apresentados para duas amostras do mesmo dique.
Resultados
79
-1
T
1
1,001,00 1,02 1,04 1,06 1,08 1,10
P' -1
T
1
1,001,00 1,02 1,04 1,06 1,08 1,10
P'-1
T
1
1,001,00 1,01 1,02 1,03 1,04 1,05 1,06 1,07 1,08 1,09
P' -1
T
1
1,001,00 1,01 1,02 1,03 1,04 1,05 1,06 1,07 1,08 1,09
P'
N=5
K1K2K3
2,62E-08 3,59E-08Km [SI]1,000
1,104P
1,000 1,104
P
-1
1T
N=9
K1K2K3
6,38E-05 8,28E-05Km [SI]1,000
1,057P
1,000 1,057
P
-1
1T
ARM
N
90
180
270ASM
SPO
A1.2g
N
90
180
270
A1.2mN
90
180
270
N
90
180
270
SPO
A3.2g A3.2mN
90
180
270
N
90
180
270
Dique 52
ABC
ABC
Figura 6.16: Resultados para o dique 52 (Santa Luzia). A orientação e os parâmetros de forma de ASM, ARM e SPO são apresentados em diagramas estereográficos, diagramas K-P' e diagramas P-T. Resultados de ASM e ARM são apresentados na parte superior da figura. Resultados da trama de forma nos grãos (SPOg) e na matriz (SPOm) são apresentados para duas amostras do mesmo dique.
Resultados
80
-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20
P'-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P'
SPO
B2.1g B2.1mN
90
180
270
N
90
180
270
-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20
P'-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P'
N=19
K1K2K3
4,46E-05 3,63E-04Km [SI]1,000
1,055P
1,000 1,055
P
-1
1T
N=5
K1K2K3
2,89E-08 3,23E-08Km [SI]1,000
1,120P
1,000 1,120
P
-1
1T
ARM
N
90
180
270ASM
SPO
A1g
N
90
180
270
A1mN
90
180
270
N
90
180
270
Dique 47
ABC
ABC
Figura 6.17: Resultados para o dique 47 (Santa Luzia). A orientação e os parâmetros de forma de ASM, ARM e SPO são apresentados em diagramas estereográficos, diagramas K-P' e diagramas P-T. Resultados de ASM e ARM são apresentados na parte superior da figura. Resultados da trama de forma nos grãos (SPOg) e na matriz (SPOm) são apresentados para três amostras do mesmo dique.
O dique 50 apresenta relação entre a ASM e a SPO semelhante àquela
observada para os diques 51 e 52 (Figura 6.18). A ARM, no entanto, não apresentou
bom agrupamento dos eixos de anisotropia. A trama de ASM define uma forte
foliação horizontal (a lineação não é bem definida) enquanto a trama de forma dos
grãos e da matriz define uma foliação vertical. Nesse caso, as tramas de forma são
dominantemente triaxiais, com boa definição tanto da foliação quanto da lineação,
que ocupa o quadrante nordeste, com inclinação moderada a baixa.
Por fim, o dique 48 apresenta uma inversão entre o eixo mínimo (K3) da ASM
e o eixo máximo (K1) da ARM (Figuras 6.19). Alguns autores atribuem esse tipo de
inversão à presença de grãos de magnetita monodomínio prolatos, que têm
Resultados
81
anisotropia de susceptibilidade magnética nula ao longo do eixo longo (ver
discussão em Potter e Stephenson, 1993; Rochette et al., 1992 e Ferre, 2002). A
anisotropia de remanência não é afetada por fenômenos de trama inversa e deveria
marcar a trama magnética verdadeira da rocha. No caso do dique 48, a orientação
do eixo mínimo de ARM coincide com a trama observada a partir da análise de
forma de grãos e da matriz de duas amostras. No entanto, o eixo máximo da ARM,
que é vertical, coincide com o eixo intermediário das tramas de forma.
Aparentemente, as três tramas são independentes e devem ser condicionadas por
diferentes marcadores.
N=5
K1K2K3
1,78E-08 2,29E-08Km [SI]1,000
1,825P
1,000 1,825
P
-1
1T
ARM
N
90
180
270ASM
Dique 50
-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P' -1
T
1
1,001,00 1,01 1,02 1,03 1,04 1,05 1,06 1,07 1,08 1,09
P' -1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P'-1
T
1
1,001,00 1,01 1,02 1,03 1,04 1,05 1,06 1,07 1,08 1,09
P'
SPO
B3.1g B3.1mN
90
180
270
N
90
180
270
SPO
B5.1g B5.1mN
90
180
270
N
90
180
270
ABC
ABC
4,10E-05 4,72E-05Km [SI]1,000
1,061P
1,000 1,061P
-1
1T
K1K2K3
N
90
180
270
N=9
Figura 6.18: Resultados para o dique 50 (Santa Luzia). A orientação e os parâmetros de forma de ASM, ARM e SPO são apresentados em diagramas estereográficos, diagramas K-P' e diagramas P-T. Resultados de ASM e ARM são apresentados na parte superior da figura. Resultados da trama de forma nos grãos (SPOg) e na matriz (SPOm) são apresentados para duas amostras do mesmo dique.
Resultados
82
-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P' -1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15 1,20
P' -1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P'-1
T
1
1,001,00 1,05 1,10 1,15
P'
ARMASM
SPO
A3.3g A3.3mN
90
180
270
N
90
180
270
SPO
A4.2g A4.2mN
90
180
270
N
90
180
270
Dique 48 N=5
K1K2K3
2,22E-08 2,59E-08Km [SI]1,000
1,211P
1,000 1,211
P
-1
1T
N
90
180
270
N=12
K1K2K3
4,29E-05 5,26E-05Km [SI]1,000
1,084P
1,000 1,084
P
-1
1T
N
90
180
270
ABC
ABC
Figura 6.19: Resultados para o dique 48 (Santa Luzia). A orientação e os parâmetros de forma de ASM, ARM e SPO são apresentados em diagramas estereográficos, diagramas K-P' e diagramas P-T. Resultados de ASM e ARM são apresentados na parte superior da figura. Resultados da trama de forma nos grãos (SPOg) e na matriz (SPOm) são apresentados para duas amostras do mesmo dique.
6.2 Mineralogia Magnética
Uma investigação da mineralogia magnética dos diques clásticos foi efetuada
para auxiliar na interpretação dos dados de anisotropia magnética. Essa análise tem
como objetivo investigar quais são os portadores das diferentes tramas magnéticas
observadas nos diques. A mineralogia dos diques foi determinada a partir de curvas
termomagnéticas em alta e baixa temperatura e curvas de aquisição de
magnetização remanente isotermal (IRM). Os resultados desses experimentos estão
sintetizados na Tabela 6.5.
Resultados
83
Tabela 6.5. Dados de Mineralogia Magnética para os diques clásticos. Para cada dique foi analisada uma amostra representativa. O modelamento a partir da metodologia de Kruiver et al. (2001) indicou duas componentes magnéticas nas curvas de IRM caracterizadas pela coercividade de remanência (B1/2), percentagem da magnetização remanente de saturação (%SIRM) e o coeficiente de dispersão (DP). As curvas termomagnéticas definem a percentagem de contribuição da fração paramagnética (% Para), as temperaturas de Curie (T Curie) e de Néel (T Néel) e a deriva em susceptibilidade antes e depois do ciclo de aquecimento, dada por �K% = 100x[(Kfinal – Kinicial)/Kinicial].
Dique
Magnetização Remanente Isotermal Termomagnética
Componente 1 Componente 2
B1/2 (mT) %SIRM DP B1/2 (mT) %SIRM DP % Para T Curie T Néel Morin 01 32 11 0.35 398 89 0.35 74 576 667 - 500
03 32 39 0.30 447 61 0.50 79 564 651 -19 1000
04 32 10 0.40 331 90 0.35 - - - - -
05 32 4 0.40 355 96 0.50 - - - - -
06 36 12 0.30 251 88 0.38 51 580 681 -19 700
07 25 7 0.20 251 93 0.50 25 565 671 -19 2700
08 25 4 0.30 316 96 0.38 - - - - -
09 56 8 0.25 224 92 0.55 - - - - -
40
Não foram efetuadas curvas de IRM para essas amostras
36 581 670 -19 650
41 - 585 - -18 1100
42 56 595 - -21 3400
43 - 582 100
44 71 574 656 -20 1100
45 41 592 676 -18 68
46 32 14 0.25 708 86 0.32 - - - - -
47 45 8 0.25 1000 92 0.40 55 587 672 -18 100
48 63 9 0.40 3162 91 0.40 - 592 - -17 100
49 63 1 0.40 398 99 0.30 - - - - -
50 89 18 0.50 2239 82 0.32 - 583 - - 500
51 45 9 0.30 3162 91 0.50 - 580 - - 77
52 71 10 0.40 3548 90 0.30 - 579 - - 4400
%k∆
6.2.1 Curvas Termomagnéticas
Foram efetuadas curvas termomagnéticas em alta e baixa temperatura para
amostras de todos os diques estudados. Em função dos baixos valores de
susceptibilidade magnética encontrados na maior parte das amostras, as curvas
apresentam forte ruído mesmo após a subtração do sinal referente ao porta-
amostras (Figuras 6.20 a 6.23). Em parte das amostras analisadas foi possível
determinar o percentual de contribuição da fração paramagnética para a
Resultados
84
susceptibilidade a partir do ajuste de uma função hiperbólica nos primeiros 200°C
das curvas de aquecimento (a partir da lei de Curie-Weiss: K = C/T, onde C é a
constante de Curie e T é a temperatura). Esses dados revelaram uma forte
contribuição paramagnética na maior parte das amostras, por vezes superior a 70%.
Algumas amostras têm susceptibilidade inicial negativa atestando a forte influência
da fração diamagnética nos valores de susceptibilidade.
Figura 6.20: Curvas termomagnéticas para diques da Rodovia dos Bandeirantes mostrando o ciclo de aquecimento entre -200ºC a 700º C (linha vermelha) e resfriamento até a temperatura ambiente (linha azul).
Resultados
85
Figura 6.21: Curvas termomagnéticas para diques de Santa Luzia mostrando o ciclo de aquecimento entre -200ºC a 700º C (linha vermelha) e resfriamento até a temperatura ambiente (linha azul).
Figura 6.22: Curvas termomagnéticas para os diques de Batovi (ED46), Torre de Pedra (ED40A) e Piracicaba (ED42A) mostrando o ciclo de aquecimento entre -200ºC a 700º C (linha vermelha) e resfriamento até a temperatura ambiente (linha azul).
Resultados
86
As curvas efetuadas em baixa temperatura foram utilizadas para investigar
eventuais transições próximas às temperaturas de Verwey (em torno de -150°C) e
de Morin (em torno de -18°C). Em dez amostras foi p ossível identificar um pico em
temperaturas próximas à transição de Morin, que é característica da hematita (e.g.,
amostras ED47A, ED50B, ED51A da Figura 6.21). Em nenhuma das amostras foi
possível identificar a transição de Verwey.
As curvas em alta temperatura não são reversíveis durante o ciclo de
aquecimento e resfriamento até 700°C. Durante a eta pa de aquecimento elas
apresentam um aumento significativo dos valores de susceptibilidade a partir de
400º C e posterior queda da susceptibilidade entre 570°C e 585°C, que corresponde
à temperatura de Curie da titanomagnetita pobre em Ti ou magnetita pura,
respectivamente. Em alguns casos essa transição é seguida por uma segunda
queda da susceptibilidade entre 660°C e 690°C, que corresponde à temperatura de
Néel da hematita. A forte transformação mineralógica observada nas curvas de alta
temperatura é evidenciada pelos elevados valores do parâmetro ∆K% (Tabela 6.5),
que corresponde à diferença percentual entre a susceptibilidade inicial e a
susceptibilidade final determinada após o ciclo de aquecimento-resfriamento. Todas
as amostras apresentam valores de ∆K% superiores a 50% e algumas amostras
atingem valores acima de 4000%. Os elevados valores de ∆K% e a ausência da
transição de Verwey nas curvas de baixa temperatura efetuadas antes dos ciclos de
alta temperatura, sugerem que as quedas em susceptibilidade a 570°C e 585°C
características de magnetita (ou titanomagnetita) decorrem de transformações
mineralógicas induzidas pelo aquecimento durante o experimento, estando
provavelmente relacionadas à desidratação de argilas ricas em ferro (e.g., Murad e
Wagner, 1998; Hirt et al., 1991).
6.2.2 Curvas de aquisição de magnetização remanente isote rmal (IRM)
A fração ferromagnética responsável pela remanência nas amostras estudadas
foi investigada nos diques da Rodovia dos Bandeirantes, de Batovi e de Santa Luzia
por meio de curvas de aquisição de IRM (Figura 6.22 e 6.23).
Resultados
87
Figura 6.23: Curvas de aquisição de IRM para amostras da Rodovia dos Bandeirantes.
Figura 6.24: Curvas de aquisição de IRM para amostras de Batovi e Santa Luzia.
Resultados
88
Em todas as curvas foi possível determinar duas componentes magnéticas a
partir do modelamento das curvas de IRM (Tabela 6.5 e Figuras 6.24 a 6.26). A
primeira apresenta valores de coercividade remanente (B1/2) entre 25 e 89 mT. As
amostras coletadas na Rodovia dos Bandeirantes apresentam valores
sistematicamente menores de B1/2 quando comparados com aquelas coletadas em
Batovi e em Santa Luzia. Em todos os diques estudados, com exceção do dique 03,
essa componente corresponde a uma fração inferior a 20% da magnetização de
saturação (SIRM). Os valores de coercividade associados a essa componente são
característicos de magnetita multidomínio a pseudo-monodomínio (Dunlop e
Ozdemir, 1997; Kruiver et al., 2001). A segunda componente apresenta valores de
B1/2 entre 224 e 3548 mT. Essa componente, associada à hematita que também é
identificada nas curvas termomagnéticas de baixa e alta temperatura, é responsável
por grande parte da SIRM em todas as amostras analisadas.
Resultados
89
Figura 6.25: Modelamento da curva de aquisição de IRM do dique 05. No primeiro gráfico temos a curva de IRM plotada contra o campo aplicado (em escala logarítmica). No segundo gráfico temos a primeira derivada da curva de IRM. No ultimo gráfico podemos observar a curva de aquisição normalizada.
Resultados
90
Figura 6.26: Modelamento da curva de aquisição de IRM da amostras XX. No primeiro gráfico temos a curva de IRM plotada contra o campo aplicado (em escala logarítmica). No segundo gráfico temos a primeira derivada da curva de IRM. No ultimo gráfico podemos observar a curva de aquisição normalizada.
Resultados
91
Figura 6.27: Modelamento da curva de aquisição de IRM do dique 50. No primeiro gráfico temos a curva de IRM plotada contra o campo aplicado (em escala logarítmica). No segundo gráfico temos a primeira derivada da curva de IRM. No ultimo gráfico podemos observar a curva de aquisição normalizada.
Discussão e Conclusões
92
Discussão e Conclusões
93
7 DISCUSSÃO E CONCLUSÕES
7.1 Desenvolvimento de trama em sedimentos: os modelos de Jeffery e
March
A evolução da orientação preferencial de partículas detríticas em um sedimento
pode ser estimada com modelos matemáticos simples, como aqueles desenvolvidos
por March (1932) e Jeffery (1992). Nesses modelos assume-se fluxo planar sob
condições de cisalhamento puro e simples (Fernandez, 1987; Ildefonse et al., 1992;
Tikoff e Teyssier, 1994; Arbaret et al., 1996). Eles referem-se, respectivamente, aos
casos de marcadores ‘passivos’ e ‘ativos’ podem ser vistos, portanto, como casos
extremos com respeito ao contraste de viscosidade entre a matriz e os clastos em
um sedimento.
O modelo de March (1932) assume a rotação passiva de marcadores planares
e lineares. Considerando marcadores lineares de deformação, tais como o eixo
maior de uma partícula alongada ou a orientação perpendicular à superfície de uma
partícula planar, a orientação do vetor r’ após a deformação descrita pelo tensor de
strain S é dada por:
( ) rSr T .' 1−=
sendo r é o vetor posição da linha antes da deformação. Note que nesse
modelo partículas com razões axiais diferentes, como plaquetas de argila e grãos de
quartzo quase esféricos irão rotacionar com a mesma velocidade angular,
independente de sua razão axial contrastante pois comportam-se como marcadores
‘passivos’.
De acordo com a teoria de Jeffery (1922) uma partícula em suspensão, girando
sob a ação de um regime de deformação não-coaxial irá apresentar um
comportamento periódico, tal que o esforço cisalhante necessário para que a
partícula complete uma volta é fortemente dependente da razão axial da partícula n
(= eixo maior / eixo menor):
Discussão e Conclusões
94
( )21
4
pc
−= πγ , ∴
11
2
2
+−=
n
np
Quanto maior o n, mais rápida a movimentação. Deste modo, se tivéssemos
dois conjuntos de partículas sem interação com diferentes valores de n, como
plaquetas de argila e grãos de quartzo, seriam geradas duas sub-tramas em ângulo,
com os elementos de maior n (argilas) orientados próximo ao plano de achatamento
e os elementos de menor n (grãos de quartzo) orientados paralelamente ao plano de
fluxo. No caso de cisalhamento puro as partículas irão girar em direção ao eixo de
máximo estiramento com velocidade angular proporcional à razão axial n.
Quando os valores de n são superiores a 10, a partícula apresenta posição
estável paralela ao plano de cisalhamento. Ou seja, comporta-se como um marcador
passivo conforme o modelo de March (1932). Portanto, o modelo de March pode ser
considerado como um caso particular do modelo de Jeffery para o caso de partículas
perfeitamente lineares (Fernandez, 1987). Na verdade, se considerarmos um
conjunto de partículas em um sedimento sujeito a deformação, mesmo para
sedimentos pouco consolidados e saturados em água ocorrerá interação entre
partículas. Experimentos efetuados em laboratório por Arbaret et al. (1996) mostram
que a interação de partículas em regime de cisalhamento simples tende a gerar uma
estabilização da orientação das partículas em uma orientação próxima ao plano de
cisalhamento para valores de γ entre 6 e 20.
Alguns trabalhos utilizaram os modelos de Jeffery e March para simular a
evolução da trama magnética durante a progressão da deformação (e.g., Owens,
1974; Richter, 1992; Benn, 1994). Esses trabalhos revelam que pequenos
incrementos de deformação são suficientes para modificar significativamente a
orientação dos eixos principais de anisotropia magnética. Na Figura 7.1 está
representada a evolução da orientação dos eixos K1, K2 e K3 em simulações de
deformação progressiva por compressão utilizando modelos de deformação
‘passivo’ e ‘ativo’ (Owens, 1974). De acordo com essas simulações, o eixo mínimo
de susceptibilidade alinha-se rapidamente paralelamente ao eixo de compressão.
Isso ocorre para incrementos de deformação inferiores a 15%, no caso de modelos
‘passivos’, e inferiores a 40%, no caso de modelos ‘ativos’.
Discussão e Conclusões
95
Compressão vertical
Modelo ativo
Modelo passivo
0.83.20.69
Trama Inicial
0.62.90.82
0.53.90.02
0.46.60.02
0.0136.0
6.2
0.92.91.2
2.43.7
0.83.30.35
0.754.40.07
0.139.016.0
a H %
ABC
5.0H =m =
m
a H %m
Figura 7.1: Resultado do comportamento das tramas magnéticas seguindo os modelos matemáticos de Jeffery (modelo ativo) e March (modelo passivo). (modificado de Owens, 1974).
7.2 Comportamento das tramas magnéticas e de forma nos diques
clásticos
Os dados de mineralogia magnética mostram que os diques clásticos da
Formação Corumbataí são caracterizados por uma importante componente
paramagnética, que domina o sinal de susceptibilidade magnética em praticamente
todas as amostras analisadas. Por outro lado, a fração de alta coercividade
(hematita) é responsável por boa parte da remanência medida nas amostras
estudadas, contribuindo com mais de 70% da magnetização remanente de
saturação, enquanto a fração de baixa coercividade (magnetita) contribui com
menos de 20% para a maioria das amostras. Deve-se ressaltar que as medidas de
Discussão e Conclusões
96
anisotropia de remanência anisterética (ARM) efetuadas neste trabalho contemplam
somente a fração de coercividade remanente inferior a 100 mT (pico do campo AF
utilizado nas medidas), interpretada como associada à magnetita MD-PSD. Sendo
assim, as diferentes tramas obtidas nos diques clásticos (ASM, ARM, SPO) são
portadas por frações minerais diferentes. A ASM é portada dominantemente pelos
grãos paramagnéticos e em menor medida pelos grãos ferromagnéticos de alta
coercividade, que dominam o sinal remanente. A ARM, por outro lado, é portada
pelos grãos ferromagnéticos de baixa coercividade. A trama de forma é dada pela
orientação preferencial dos grãos de quartzo, que são diamagnéticos e, portanto,
contribuem minimamente para as tramas magnéticas.
Os padrões de orientação encontrados nos diques clásticos podem ser
divididos em dois grupos (Figura 7.2):
Grupo 1 – Para os diques classificados neste grupo, as respostas de ASM e
ARM para as tramas magnéticas mostraram-se compatíveis entre si, apresentando
uma foliação horizontal e bem definida, dessa forma os eixos K1 e K2 ficam
sistematicamente na horizontal enquanto o pólo da foliação definido pelo eixo K3 se
fixa na vertical. Este comportamento se repete nos resultados de SPO.
Grupo 2 – Para os diques deste grupo, os resultados obtidos pela ASM e ARM
se mostraram divergentes. A ASM apresenta o mesmo comportamento das
amostras classificadas como grupo 1, com foliação horizontal e bem definida. Já os
resultados de ARM e SPO revelam uma foliação com ângulo forte, na maioria das
amostras, vertical e paralela à parede do dique.
Discussão e Conclusões
97
ASM ARM SPO DiquesRodovia dos Bandeirantes
Batovi
Sta Luzia
Torre de Pedra
Piracicaba
Sta Luzia
Gru
po 1
Gru
po 2
Figura 7.2: Resultado do comportamento das tramas magnéticas encontrados nos diques da Formação Corumbataí.
Na figura 7.2 é apresentada uma síntese do comportamento dos diques. O
grupo 1 engloba todos os diques do afloramento da Rodovia Bandeirantes, além do
dique 46 de Batovi e o dique 49 de Sta Luzia. Os modelos numéricos sugerem que
esses diques representam os tipos mais afetados pelo efeito de compactação. De
acordo com os modelos numéricos uma uniformidade da trama é atingida para
valores entre 15% e 30% de compactação, que correspondem aproximadamente
aos valores de compactação definidos para os diques clãsticos no afloramento da
Rodovia dos Bandeirantes (item 5.6).
Para os diques que se encaixam no grupo 2 foram encontrados duas tramas
independentes. A trama de ASM tem comportamento constrastante com relação à
trama de ARM e com relação às tramas de SPO. De acordo com as curvas
termomagnéticas, a percentagem de contribuição dos minerais paramagnéticos para
a susceptibilidade das amostras é bastante significativo em todos os sítios. Além
disso, boa parte da fração paramagnética apresenta alta coercividade e não
contribui para a ARM anisterética. Sendo assim, uma explicação possível para as
diferenças em orientação entre a ASM e as outras tramas seria um re-alinhamento
mais rápido dos argilominerais que controlam a ASM. A trama de ARM e de SPO,
dada por grãos detríticos de magnetita e de quartzo, respectivamente, têm
comportamento mais robusto em função da menor razão axial dos grãos. Esse
comportamento é compatível com a evolução prevista no modelo de Jeffery
Discussão e Conclusões
98
(marcadores ativos) e sugere que pelo menos nos incrementos iniciais de
deformação as partículas podem rotacionar sem influência significativa das
partículas adjacentes.
7.3 Comportamento das tramas magnéticas e de forma nos diques
clásticos
Levi et al. (2006) sugeriram que a análise da orientação da trama de ASM no
interior de diques clásticos poderia ser utilizada para discriminar entre
preenchimento “passivo” e “ativo”, pois a anisotropia de susceptibilidade magnética é
um indicador robusto da orientação preferencial dos grãos magnéticos. No entanto,
aqueles autores estudaram diques recentes, não submetidos a efeitos significativos
de compactação. O presente trabalho demonstra que pequenos incrementos de
deformação são suficientes para apagar a trama de anisotropia de susceptibilidade
magnética original dos diques clásticos. As tramas obtidas a partir da anisotropia de
remanência e da anisotropia de forma são mais robustas, mas mesmo assim podem
ser completamente obliteradas após compactação. Portanto, o uso de técnicas de
anisotropia para o estudo dos processos de geração de diques clásticos antigos
deve ser feita com bastante cuidado, tendo em vista os efeitos significativos de
deformação pós-sedimentar sobre essas estruturas.
Referências Bibliográficas
99
8 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
ALLEN, J.R.L. (1986) Earthquake magnitude-frequency, epicentral distance, and
soft-sediment deformation in sedimentary basins. Sedimentary Geology., 46: 67-
75.
ARCHANJO, C.J.; GOMES, M.S.; CASTRO, J.; LAUNEAU, P.; TRINDADE, R.I.F.,
MACEDO, J.W.P. (2006) AMS and grain shape fabric of the Late Paleozoic
diamictites of Southeastern Paraná basin, Brazil. Journal of the Geological Society
of London, 163: 95-106.
BOEHM, A. e MOORE, J.C. (2002) Fluidized sandstone intrusions as an indicator of
Paleostress orientation, Santa Cruz, California. Geofluids, 2:147-161.
Borradaile, G.J., Werner, T.,. 1994. Magnetic anisotropy of some phyllosilicates.
Tectonophysics 235 (3), pp. 223-248
Borradaile, G.J., Jackson, M., 2010. Structural geology, petrofabrics and magnetic fabrics
(AMS, AARM, AIRM).Journal of Structural Geology(in press)
CHAMANI, M.A.C.; MARTIN, M.A.B.; RICCOMINI, C. (1992) Estruturas de liquefação
induzidas por abalos sismicos no permo-triassico da Bacia do Parana, Estado de São
Paulo, Brasil. In: Congresso Brasileiro de Geologia, 37, Sao Paulo. Boletim de Resumos
Expandidos. Sao Paulo, SBG, v.2, p.508-510.
COBBOLD, P.R.; GAPAIS D.; ROSSELLO, E. A.; MILANI, E.J.; SZATMARI, P. (1992)
Permo-Triassic intracontinental deformation. In: DE WIT, M. & RANSOME, I.G.D. (eds)
Inversion tectonics of the Cape fold belt, Karoo and cretaceous basin of southern Africa,
23-26p.
COLLINSON, J. D. e THOMPSON, D.B., (1989) Sedimentary Structures. Unwin
Hyman, London, 207 pp.
CONSTABLE, C. e TAUXE, L. (1990). The bootstrap for magnetic susceptibility
tensors. Journal of Geophysical Research, 95 (B6): 8383-8395.
DUNLOP. D. J. e Özdemir Ö. (1992) Rock magnetism : fundamentals and frontiers.
Cambridge; New York: Cambridge University Press.
Dunlop, D. J., & Özdemir, Ö. (1997). Rock Magnetism: fundamentals and frontiers.
Cambridge University Press.
DUTTON C. E. (1889) The Charleston earthquake of august 31 (1886). U S Geologiccal
Survey Ninth Annual Report 1887-1888 (1889), p.203-528.
Ferré, E. C., 2002. Theoretical models of intermediate and inverse AMS fabrics .
Geophysical Research Letters 29 (7), pp. 31-1
Referências Bibliográficas
100
FULLER, M. L. (1912) The New Madrid Earthquake. Bull. U. S. Geol. Survey, 494, 119p.
Fúlfaro et. al.,(1982) Compartimentação e evolução tectônica da Bacia do Paraná. Revista
Brasileira de Geociências, 12: 590-610.
JOLLY, J. H.; LONERGAN, L. (2002) Mechanisms and controls on the formation of sand
intrusions. Journal of the Geological Society, London, 159:605-617.
HAY, R. (1890) Sandstone dykes in northwestern Nebraska. Bull Geol. Soc. Am., 3:50-55.
HEXT, G.R. (1963) The estimation of second order tensors with related tests and design.
Biometrika, 60: 353-373.
Hirt, A.M., Gehring, A.U. 1991. Thermal alteration of the magnetic mineralogy in ferruginous
rocks. Journal of Geophysical Research 96 (B6), pp. 9947-9953
Jackson, M., (1991). Anisotropy of magnetic remanence: A brief review of mineralogical
sources, physical origins, and geological applications, and comparison with susceptibility
anisotropy. Pure and Applied Geophysics PAGEOPH, 136 (1), pp. 1-28.
JÄHNE, B.; Digital image processing, concepts, algorithms and scientific applications.
Berlin: Springer – Verlag, 1991. 383 p.
Jeffery., G.B.(1922) The motion of ellipsoidal particles immersed in a viscous fluid. Proc. R.
Soc., London, Ser. A, 102: 161-179.
Kruiver, P. P., Dekkers, M. J., & Heslop, D. (2001). Quanti¢cation of magnetic coercivity
components by the analysis of acquisition curves of isothermal remanent magnetisation.
Earth and Planetary Science Letters , 189, 269-276.
Launeau P., Robin P.-Y.F. (1996) Fabric analysis using the intercept method. UFR des
ciences et des Techniques, Universitd de Nantes, Tectonophysics 267 : 91-119.
Launeau, P., Robin, P.-Y.F.,2005. Determination of fabric and strain ellipsoids from
measured sectional ellipses - Implementation and applications. Journal of Structural
Geology 27 (12), pp. 2223-2233.
LEVI, T.; WEINBERGER, R.; AIFA, T.; EYAL, Y.; MARCO, S. (2006)
Earthquake-induced clastic dikes detected by anisotropy of magnetic susceptibility.
Geology, 34: 6-72.
Lowrie, W. (1997). Fundamentals of Geophysics. Cambridge University Press. MARCH, A. (1932) Mathematische Theorie der Regelung nach der Korngestalt bei Affiner
Deformation. Z. Krist., 81: 285-297.
Martín-Hernández, F., Ferré, E.C., 2007. Separation of paramagnetic and ferrimagnetic
anisotropies: A review. Journal of Geophysical Research B: Solid Earth 112 (3), art. no.
B03105.
McGEE, W. J. (1892) A fossil earthquake. Bull. Geol. Soc. Am. 4:411-414.
Referências Bibliográficas
101
Milani, E.J. (1997) Evolução tercotno-estratigráfica da Bacia do Paraná e seus
relacionamento com a geodinâmica fanerozóica do Gondwana sul-ocidental. Tese
doutorado. Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Porto
Alegre, 2v.
Milani, E. J., RAMOS, V.A. (1998) Orogenias Paleozóicas do domínio sul-ocidental do
Gondwana e ciclos de subsidência da Bacia do Paraná. Revista Brasileira de Geociência,
28: 473-484.
MILLS, P. C. (1982) Genesis and diagnostic value of soft-sediment deformation structures: a
review. Sedim. Geol., 35:83-104.
MONTENAT, C.(1980) Relations entre déformations sysnsédimentaires et paléoséismicité
dans le Messinin de San Miguel de Salinas (Cordillères bétiques orientales, Espagne).
Bull. Soc. Géol. Fr. 22, 501-509.
MONTENAT, C.; BARRIER, P.;OTT d’ESTEVOU, P.; HIBSCH, C. (2007) Seismites: An
attempt at critical analysis and classification. Sedimentary Geology, 196: 5-30.
Murad, E., Wagner, U. 1996. The thermal behaviour of an Fe-rich illite. Clay Minerals 31 (1),
pp. 45-52
OBERMEIER, S.F. (1996) Use of liquefaction-induced features for paleoseismic analysis -
An overview of how seismic liquefaction features can be distinguished from other features
and how their regional distribution and properties of source sediment can be used to infer
the location and strength of Holocene paleo-earthquakes. Engineering Geology, 44: 1-76
OBERMEIER, S.F. (1998) Liquefaction evidence for strong earthquakes of Holocene and
latest Pleistocene ages in the states of Indiana and Illinois, Engineering Geology, 50:227-
254.
ONASH, C.M. & KAHLE C.F. (2002) Seismically induced soft-sediment deformation in some
Silurian carbonates, easter U.S. Midcontinent. In: ETTENSOHN, F.R.; NICHOLAS, R.;
BRETT, C.E. (eds) Ancient Seismites, Geol. Soc. Am. Spec. Paper, 359: 165-176.
OTT D’ESTEVOU, P., (1980) Evolution dynamique du bassin néogène de Sorbas
(Cordillères bétiques orientales, Espagne). Doc. Et Trav. IGAL, Paris, vol. 1. 264pp.
PERINOTTO, J. A. de J.; ETCHEBEHERE, M. L.de C. ; SIMÕES, L. S. A. (2008) Diques
clásticos na Formação Corumbataí no nordeste da Bacia do Paraná, SP : Análise
sistemática e significações estratigráficas, sedimentalógicas e Tectônicas. Geociências ;
27 : 469-491.
Obermeier, S.F., 1998. Liquefaction evidence for strong earthquakes of Holocene
and latest Pleistocene ages in the states of Indiana and Illinois, USA .Engineering
Geology 50 (3-4), pp. 227-254
Referências Bibliográficas
102
RICCOMINI, C.; CHAMANI, M.A.C.; AGENA, S.S.; FAMBRINI, G.L.; FAIRCHILD,
T.R.; COIMBRA, A.M. (1992) Earthquake-induced liqüefaction features in the
Corumbataí Formation (Permian, Paraná Basin, Brazil) and the dynamics of
Gondwana. Anais da Academia Brasileira de Ciências, 64:210.
RICCOMINI, C., SALLUN FILHO, W., FERREIRA, N.B., COIMBRA, A.M. (1996) Estruturas
de liquefacao em arenitos eolicos da Formacao Piramboia na Serra de Itaqueri, SP. In:
Congresso Brasileiro de Geologia, 39, Salvador, Anais, 1: 151-153.
RICCOMINI, C. (1995) Tectonismo gerador e deformador dos depósitos sedimentares Pós-
Gondvânicos da porção centro-oriental do Estado de São Paulo e áreas vizinhas. Tese
de Livre-Docência, Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, 100p.
RICCOMINI, C.; ALMEIDA, R.P.; TURRA, B.B.; CHAMANI, M.A.C.; FAICHILD, T.R.;
HACHIRO, J. (2005) Reativação de falha do embasamento causa sismicidade no
Permotriássico da Bacia do Paraná. In: X Simpósio Nacional de Estudos Tectônicos e IV
International Symposium on Tectonics of the Brazilian Geological Society, Curitiba, PR.
Boletim de Resumos Expandidos, Curitiba, PR, Sociedade Brasileira de Geologia, Núcleo
Paraná, p.18-20.
RINK, M.A. (1976) A computerized quantitative image analysis procedure for investigating
features and na adapted image process. Journal of Microscopy, 107: 267-286.
Robertson, D. J., & France, D. E. (1994). Discrimination of remanence-carrying minerals in
mixtures, using isothermal remanent magnetisation acquisition curves. Phys. Earth.
Planet. Inter , 82, 223-234.
ROCHETTE, P. ; JACKSON, M. (1992) Rock magnetism and the interpretation of anisotropy
of magnetic susceptibility. Rewiews of Geophysics, 30(3):209-226.
SEILACHER, A. (1969) Fault-graded beds interpreted as seismites,.Sedimentaology,
13:155-159.
Soares, P.C.(1991) Tectônica sin-sedimentar cíclica na Bacia do Paraná. Tese de professor
titular. Departamento de Geologia, Universidade Federal do Paraná, Curitiba, 148p.
TAMRAT, E.; ERNESTO, M. (2006) Paleomagnetic constraints on the age of the Botucatu
Formation in Rio Grande do Sul, Southern Brazil. Anais da Academia Brasileira de
Ciências,78(3): 591-605.
TAUXE, L.; KODAMA, K.P.; KENT. D. V. (2008) Testing corrections for
paleomagnetic inclination error in sedimentary rocks: A comparative approach.
Physics of the Earth and Planetary interiors, 168:153-165.
TARLING, D.H. e HROUDA, F. (1993) The magnetic Anisotropy of Rocks. London,
Chapman and Hall. 217p.
Referências Bibliográficas
103
PAITRASSON, F. (2001) Secondary fabrics revealed by remanence anisotropy:
methodological study and examples from plutonic rocks. Geophys. J. Int., 147: 310-318.
TURRA, B.B. (2005) Sismitos Permotriássicos da Borda Leste da Bacia do Paraná. Trabalho
de Formatura, Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, 48p.
TURRA, B.B. (2006) Diques clásticos da Formação Corumbataí, Bacia do Paraná, no
contexto da tectônica Permotriássica do Godwana Ocidental. Dicertação de Mestrado,
Instituto de Geociências, Universidade de São Paulo, 96p.
TURRA, B.B. (2009) Diques clásticos da Formação Corumbataí, Bacia do Paraná, no
contexto da tectônica Permotriássica do Gondwana ocidental. Dissertação de mestrado,
instituto de Geociências Universidade de São Paulo.
VITTORI, E.; LABINI, S. S. & SERVA, L. (1991) Paleoseismology: review of the state-of-the-
art. Tectonophysics, 192:0-32.
Zalán, P. V.; WOLFF, S.; ASTOLFI, M.A.M.; VIEIRA, I.S.; CONCEIÇÃO, J.C.J.; APPI,V.T.;
MARQUES, A.(1990) The Paraná Basin, Brazil. In : Leighton, M.W. ; KOLATA, D.F. ;
OLTZ, J.J. (eds.) Interior cratonic Basins. American Association of Petroleum Geologists
Memoir, 51: 681-708.
