67Antonio Carlos Luna Lins Cavalcanti.Carlos Henrique Beltro PereiraDemetrius Tenrio de Melo MedeirosEvanderson Heleno do AguiarGentil Fideles Cavalcanti Filho

MTODOS INDIRETOS DE PROSPECO GEOTCNICA

Trabalho apresentado Professora Dr.Kalliny Lafayette como requisito da disciplina de Fundamentos de Geologia para complementar a nota da segunda unidade.

RECIFEMAIO DE 2015RESUMO

Nos projetos de engenharia a fase que antecede a fase de construo a investigao do solo. Essa investigao realizada atravs de mtodos diretos, semi diretos e indiretos, Os mtodos indiretos so tcnicas que realizam a observao a distancia, no alterando as propriedades fsicas do material. E suas principais vantagens so o baixo custo e a rapidez do processo.Dentre os mtodos indiretos, existe o sensoriamento remoto e os mtodos geofsicos. O primeiro se baseia em fotografias areas da regio, enquanto o segundo baseia-se em conceitos fsicos.Os principais mtodos geofsicos so: geoeltricos (eletrorresistividade, eletromagntico), ssmicos e potenciais (magnetometria, gravimetria). Cada um desses mtodos possui campo de aplicao em que se tem um maior aproveitamento e resultados.Os mtodos de eletrorresistividade e o Ground Penetration Radar (GPR) foram utilizados para um estudo de caso a cerca das crateras.Palavras- chaves: mtodos indiretos, mtodos geofsicos, investigao do subsolo, solo.

SUMRIOINTRODUO51 MTODOS INDIRETOS61.2 TIPOS DE MTODOS GEOFSICOS72. MTODOS SSMICOS92.1 DEFINIO92.2 ONDAS SSMICAS92.2.1 TIPOS DE ONDAS SSMICAS92.2.2 VELOCIDADE DAS ONDAS SSMICAS112.3 EQUIPAMENTOS UTILIZADOS NOS MTODOS SSMICOS142.4 FUNCIONAMENTO E EXECUO DO MTODO SSMICO162.5 MTODO SSMICO DE REFRAO182.5.1 PROPAGAO DAS ONDAS EM MEIOS DISTINTOS182.5.2 LEVANTAMENTO DO MTODO SSMICO DE REFRAO202.5.3 CASO COM DUAS CAMADAS COM INTERFACE HORIZONTAL E PLANA212.5.4 PROCEDIMENTO E ANLISE DE DADOS242.5.5 APLICAES E CONSIDERAES DO MTODO SSMICO DE REFRAO252.6 MTODO SSMICO DE REFLEXO272.6.1 FUNDAMENTAO TERICA DO MTODO SSMICO DE REFRAO272.6.2 PROCEDIMENTO E ANLISE DE DADOS292.6.3 APLICAES E CONSIDERAES DO MTODO SSMICO DE REFLEXO302.7 CONCLUSO A RESPEITO DOS MTODOS SSMICOS313 MTODOS ELTRICOS E ELETROMAGNTICOS323.1Tcnicas de Investigao dos Mtodos Geoeltricos323.2 CAMINHAMENTO ELTRICO:333.2.1FUNDAMENTOS TERICOS E AQUISIO:343.2.2 PROCESSAMENTO E ANALISE DE DADOS:373.3 SONDAGEM ELTRICA VERTICAL SEV:383.3.1 INTERPRETAO DOS DADOS DE CAMPO:383.4 GROUND PENETRATION RADAR (GPR)393.4.1 FUNDAMENTOS E AQUISIO403.4.2 PROCESSAMENTO E ANLISE DE DADOS424 MTODOS POTENCIAIS454.1 GRAVIMETRIA454.1.1 GRAVIDADE464.1.2 GRAVMETROS474.1.3 LEVANTAMENTOS GRAVIMTRICOS484.1.4 CORREES DAS MEDIDAS504.1.5 INTERPRETAO524.2 MAGNETOMETRIA564.2.1 O CAMPO GEOMAGNTICO574.2.2 LEVANTAMENTO MAGNETOMTRICO574.2.3 CORREES DAS MEDIDAS584.2.4 ANOMALIAS MAGNTICAS584.2.5 INTERPRETAO DE RESULTADOS596 ESTUDO DE CASO62CONCLUSO63REFERENCIAS64ANEXOS67

INTRODUO

Na fase que antecede um projeto de engenharia se faz necessrio um estudo do solo e do subsolo aonde ir se localizar a futura obra.Esses estudos tm como objetivo a determinao da profundidade e da espessura das camadas do subsolo, descrio do solo de cada camada, compacidade ou consistncia, cor e outras caractersticas perceptveis, determinao da profundidade do lenol fretico, alm de informar a profundidade da superfcie rochosa e sua classificao e determinar as propriedades mecnicas e hidrulicas dos solos e rochas.Para realizao desses estudos necessrio utilizao de alguns mtodos, que podem ser classificados como diretos, semi diretos e indiretos. Os mais comuns de serem usados so os mtodos diretos, que permitem a observao direta do subsolo ou atravs da coleta de matria ao longo da perfurao. Os mtodos semi diretos fornecem propriedades de engenharia como compressibilidade e resistncia do solo e das rochas, porm no indicam o tipo de solo nem recolhem amostras (mesmo havendo a perfurao do solo), so ditos como mtodos auxiliares aos mtodos diretos.Apesar dos mtodos diretos serem os mais comuns, existe condies em que no se torna possvel ou vivel a utilizao desses mtodos devido as condies dos locais, ento nesses casos que so utilizados os mtodos indiretos.Dentre os mtodos indiretos podemos aprofundar nossos conhecimentos a respeito dos mtodos geofsicos.5

1 MTODOS INDIRETOS

Mtodos indiretos so aqueles que a determinao das camadas do subsolo feita de modo indireto pela observao a distncia, sem alterar as propriedades fsicas do material coletado ou pela medida de outras grandezas do solo, existe o sensoriamento remoto e os mtodos geofsicos.O sensoriamento remoto um mtodo que se baseia em fotografias areas e imagens orbitais, que utilizam tcnicas de fotointerpretao, realizando as seguintes observaes: (BASTOS) Tonalidade e textura das imagens Formas de relevo Rede de drenagem Tipo de vegetaoA geofsica uma cincia que desenvolve tcnicas para a investigao indireta se baseando em conceitos fsicos.com aplicao na geologia e na geotecniaPodemos classificar a geofsica em duas grandes reas de atuao: a geofsica pura (ou geofsica da Terra slida) e a geofsica aplicada, tendo como objetivo principal a questo econmica, tecnolgica e social. A principal caracterstica da geofsica pura a sua importncia nos estudos em uma faixa de escala muito grande, investigando a profundidade do nosso planeta. J a geofsica aplicada, por sua vez, tem suas aplicaes restritas a profundidades menores, como o subsolo.Os mtodos geofsicos so tcnicas indiretas de investigao, sendo elas, ambientais, superficiais e subsuperficiais, atravs de estudos e interpretao de dados instrumentais. Eles determinam a litologia da superfcie atravs das propriedades fsicas das rochas, tais como velocidade de propagao das ondas ssmicas, resistividade eltrica, densidade e campo magntico.6

Uma das principais vantagens da aplicao das tcnicas geofsicas em relao aos mtodos tradicionais de investigao de subsuperfcie, como, por exemplo, as sondagens, a rapidez na avaliao de grandes reas com custo relativamente menor. Os mtodos geofsicos so aplicados a geotecnia baseado no conceito de que, se duas camadas geotcnicas so distintas, ento suas propriedades fsicas tambm so. Porm essa premissa nem sempre verdadeira, por esse motivo os mtodos diretos deve ser auxiliado por mtodos diretos para uma correta interpretao, entretanto se a utilizao de um mtodo direto possuir poucos resultados aconselhvel a utilizao de mais de um mtodo indireto para a obteno de melhores resultados. (SOARES, 2009)

1.2 TIPOS DE MTODOS GEOFSICOS:

Os mtodos geofsicos se diferenciam pelo tipo de campo de fora e pelas propriedades fsicas que se baseiam.Os principais mtodos geofsicos so: Mtodos geoeltricosi. Eletrorresistividadeii. Eletromagnticos Mtodos ssmicos Mtodos potenciaisi. Magnetometriaii. GravimetriaAlgumas aplicaes:1. Explorao do petrleo: utiliza basicamente os mtodos ssmicos e gravimtricos72. Prospeco de minrios: mtodos eltricos magnticos e radioativos.3. .prospeco de gua subterrnea e investigaes em projeto de engenharia civil esto sendo muito utilizados atualmente: usa os mtodos de resistividade eltrica e ssmicos. A tabela mostra de modo resumido uma associao entre os mtodos geofsicos e os conceitos fsicos que se baseiam, feita por CHIOSSI.

Tabela 1 - mtodos geofsicos e conceitos fsicos que se baseiamMtodosCampo de foraPropriedades fsicasCampo de aplicao

MagnticoCampo magntico terrestreSusceptibilidade magnticaMinerao

GravimtricoCampo gravitacional terrestreDensidadePesquisa de petrleo

EltricosA) Campo eltrico naturalB) Campo eltrico artificialA) Condutividade eltricaB) Condutividade ou resistividade eltricaAgua subterrneas e engenharia civil

SsmicosCampo de vibrao elsticaVelocidade de propagao de ondas elsticasPetrleo e engenharia civil

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2. MTODOS SSMICOS

2.1 DEFINIO

Os mtodos ssmicos so mtodos indiretos e ativos utilizados na investigao e anlise do subsolo. Esses mtodos, estudam a distribuio, em profundidade, da velocidade de propagao das ondas ssmicas produzidas artificialmente no solo. As ondas produzidas so ondas do tipo mecnicas, que tm duas caractersticas: So governadas pelas leis de Newton e existem apenas em um meio material, no caso das ondas ssmicas utilizadas nos mtodos indiretos, esse meio so principalmente, as rochas presentes no solo.

2.2 ONDAS SSMICAS

2.2.1 TIPOS DE ONDAS SSMICAS

As ondas ssmicas so vibraes que se propagam em todas as direes na forma de onda, tanto no interior como na superfcie da terra; assim como todas ondas progressivas (que se propagam de um lugar ao outro), elas se propagam sem o transporte da matria, apenas energia. Como qualquer onda, suas principais caractersticas so frequncia, comprimento de onda e amplitude, sendo que as duas primeiras so inversamente relacionadas para um determinado meio de propagao.9As ondas ssmicas so divididas em quatro tipos: ondas P, ondas S, Love e Rayleigh. As ondas P so ondas longitudinais, ou seja, os deslocamentos dos elementos do meio (no caso o solo) so paralelos direo de propagao da onda. As ondas S so ondas transversais, ou seja, os deslocamentos dos elementos do meio so perpendiculares direo de propagao da onda. Alm da transmisso de vibraes das partculas do meio, as ondas P e S causam tambm deformaes do meio, essas deformaes so respectivamente: compresso/dilatao e tangenciais (tambm chamadas de cisalhamento), ver Fig. 2.1. A velocidade de propagao da onda P maior que a da S, logo, as ondas P chegam primeiro em um determinado local do que as ondas S. Da o nome de onda P (primeira) e onda S (segunda). As ondas S no se propagam em meios lquidos e gasosos, apenas nos slidos.

Figura 2.1: Esquema ilustrativo de uma onda P e uma onda S, mostrando as vibraes das partculas e as deformaes proporcionadas por cada tipo de onda. Fonte: http://colegiopaulistano.com/?p=608 (modificada).

As velocidades de propagao das ondas P e S dependem essencialmente do meio por onde elas passam, como mostrado na Fig. 2.2.

Figura 2.2: Exemplos de intervalos de velocidades da onda P para alguns materiais e rochas mais comuns. Fonte: Decifrando a Terra, 2 Ed. 2003.10As ondas P e S so chamadas ondas internas por se propagarem em todas as direes a partir de uma perturbao dentro de um meio. As ondas Love e Rayleigh so ondas superficiais, ou seja, vibram junto superfcie. As ondas superficiais Love correspondem a superposies de ondas S com vibraes horizontais concentradas nas camadas mais externas do meio, ou seja, durante a passagem desse tipo de onda, as partculas iro vibrar horizontalmente e na direo perpendicular direo de propagao da onda, como se existisse vrias ondas S sobrepostas, sendo que, as ondas mais externas possuem maior amplitude, como mostra a Fig. 2.3. A onda superficial Rayleigh uma combinao de vibraes P e S contidas no plano vertical, nesse tipo de onda, as partculas iro se deslocar verticalmente com um movimento elptico e retrgrado, como mostra a Fig. 2.4.

Figura 2.3: Representao de uma onda Love que se propaga junto a superfcie da Terra, com oscilao horizontal transversal. Fonte: http://it.wikipedia.org/wiki/Onde_di_Love. Figura 2.4: Representao de uma onda Rayleigh. Esse tipo de onda se propaga junto a superfcie da Terra e uma combinao de ondas P e S onde cada partcula oscila num movimento elptico. Fonte: http://es.wikipedia.org/wiki/Onda_s%C3%ADsmica.

2.2.2 VELOCIDADE DAS ONDAS SSMICAS

Uma propriedade caracterstica das rochas, da qual depende a propagao das ondas ssmicas, a elasticidade, que definida como a propriedade dos corpos de resistirem a esforos aplicados na superfcie de um corpo e cuja deformaes desapaream com rapidez aps as cargas serem cessadas. Um corpo dito perfeitamente elstico quando ele retorna sua forma inicial aps cessar a fora aplicada. A elasticidade est diretamente relacionada com a velocidade de propagao das ondas no meio.11Ao se tratar das propriedades elsticas dos materiais, so importantes tambm os conceitos de tenso e deformao. Tenso definida como fora por unidade de rea. Quando a tenso perpendicular rea em que atua, denominada tenso normal; quando ela tangencial, denominada de tenso cisalhante (DOURADO, 2009). A deformao definida como as mudanas relativas que ocorrem num corpo, na forma e/ou dimenses, quando sujeito s tenses (HERZIG, 2003, p. 5).Quando uma onda ssmica se propaga em subsuperfcie, ela gera deslocamento nas partculas constituintes deste meio, que, por sua vez, geram tenses sobre o meio. A relao entre tenso e deformao em um meio elstico dada pela Lei de Hooke generalizada; essa lei diz que as pequenas deformaes podem ser consideradas como idealmente elsticas, isto : elas desaparecem totalmente aps cessadas as tenses que as causaram. As ondas ssmicas utilizadas em tcnicas de prospeco so causadoras de pequenas deformaes, da ordem de 10-3 a 10-6 %, portanto podem ser classificadas como deformaes elsticas. Essas deformaes pequenas possuem relaes lineares com as tenses (DOURADO, 2009). Considerando o meio como um corpo isotrpico, as propriedades das ondas ssmicas dependem dos parmetros elsticos do prprio meio, em especial, a velocidade dessas ondas. Tais parmetros so: : Coeficiente de Poisson, definido como a relao entre a deformao de contrao lateral e a deformao de expanso longitudinal. : Mdulo de Young ou Elasticidade, definido como a razo entre a tenso normal e a deformao que ocorre na direo dessa tenso. : Mdulo de Rigidez ou de Cisalhamento, definido como a razo entre a tenso de cisalhamento e a deformao cisalhante. : Mdulo de volume ou de Incompressibilidade, definido como a razo entre a variao da presso hidrosttica e a variao do volume do corpo. (DOURADO, 2009)Ao analisar a Lei de Hooke em conjunto com a segunda Lei de Newton e o Teorema da Divergncia de Gauss (GRANT, F. S; WEST, G. F. 1995), obtido a relao entre as propriedades elsticas do meio e a velocidade de propagao das ondas P e S. Essas velocidades, escritas em funo do mdulo de incompressibilidade e do mdulo de rigidez, tomam a seguinte forma:12

(2.1)

(2.2)

Nestas equaes, representa a densidade do meio, enquanto e so respectivamente, as velocidades de propagao da onda P e da onda S. Como pode-se observar pelas Eq. 2.1 e Eq. 2.2, a velocidade de propagao das ondas ssmicas proporcional as caractersticas elstica do meio e inversamente proporcional a densidade deste. possvel observar tambm que a velocidade das ondas P maior do que a velocidade das ondas S. As impedncias compressional e cisalhante de um meio so definidas como, respectivamente: (2.3)

(2.4)

A variao da impedncia (que depende de , e ) rege o fenmeno de reflexo e transmisso da onda elstica na interface entre dois meios. Esta a propriedade que o mtodo ssmico de reflexo pretende identificar para individualizar as diferentes camadas que constituem o subsolo, que tomado como um meio elstico.Na prtica, possvel distinguir as vrias camadas encontradas no subsolo devido variaes de , e ; esses parmetros so influenciados por: Minerais componentes do subsolo; Nveis de compactao e consolidao da camada; Fludo que preenche os poros; Estrutura da rocha;Entre outros fatores. Assim, com a variao desses parmetros, ocorrer mudanas nas velocidades das ondas estudadas, permitindo a anlise de dados.13

2.3 EQUIPAMENTOS UTILIZADOS NOS MTODOS SSMICOS

Um sistema de aquisio ssmica constitudo, basicamente, de quatro partes: fontes, receptores, equipamentos de controle e de gravao de dados. A fonte o dispositivo responsvel por gerar a perturbao que d origem onda ssmica. A fonte que consegue liberar toda sua energia em um nico instante, chamada de " spike " e considerada uma fonte ideal, pois o processamento necessrio neste caso bem menos custoso e a interpretao, mais simples. No entanto, ela irrealizvel, e na prtica so utilizados diversos tipos de fontes. A Fig. 2.5 mostra o uso de uma fonte de pequeno porte (marreta).

Figura 2.5: Uso de uma marreta como fonte de ondas ssmicas. A aplicao dos golpes realizada em uma placa de metal fixada na superfcie do solo. Fonte: (AZEVEDO, P. A.; ROCHA, M. P.).O receptor o sensor que indica as deformaes sofridas pelo meio na passagem da onda mecnica. Existem sensores que funcionam acoplados ao solo, os chamados geofones (ver Fig. 2.6), e aqueles desenvolvidos especialmente para operar sobre lmina d'gua, os chamados hidrofones. So propriedades importantes de um receptor sua sensibilidade (qual o deslocamento mnimo perceptvel para o aparelho) e sua interao com o solo (eles devem ser solidrios para correta captao da perturbao). A garantia de uma boa instalao do geofone uma das caracterstica que causa uma demora maior nas aquisies terrestres, no sendo, no entanto, impactante em gua. O resultado obtido por cada sensor, em uma aquisio, chamado trao. 14

Figura 2.6: Receptores (geofones) utilizados na coleta de dados durante a execuo da investigao do subsolo atravs de mtodos ssmicos. Fonte: https://brasil.rfidjournal.com/noticias/vision?9657/2

O trao um conjunto de dados discretos adquiridos a intervalos de tempo regulares. A propagao de uma onda em subsuperfcie, no entanto, um fenmeno contnuo. O teorema da amostragem de Nyquist estabelece que, para que uma funo contnua possa ser reconstruda a partir de dados no contnuos, necessrio que se obtenha pelo menos duas amostras por perodo dessa funo. Portanto, o intervalo entre as leituras do receptor (amostragem, ), pode ser relacionado maior frequncia que se pretende adquirir (frequncia de Nyquist, ) por(2.5)

onde a maior frequncia que se pretende adquirir. 15Os mtodos ssmicos tm sua resoluo e penetrao diretamente influenciada pela frequncia da onda utilizada, ou seja, quanto maior a frequncia, melhor as informaes; isso se justifica pois, ao analisar a Eq. 2.5, possvel perceber que a variao do tempo que ser coletado um novo resultado pelos sensores inversamente proporcional a frequncia das ondas utilizadas, ou seja, se a frequncia alta, os sensores iro coletar dados em um intervalo de tempo menor, logo, a quantidade de dados coletados aumentar. Um outro fator que, as frequncias mais altas, correspondem a comprimentos menores, permitindo assim, a identificao de camadas menos espessas, por outro lado, as frequncias altas sofrem maior efeito de atenuao pelos meios geolgicos e por isso, no alcanam grandes profundidades (REDAELLI, L. L e CERELLO, L. 1998).A correta gravao de dados imprescindvel para o sucesso do mtodo ssmico. O equipamento deve ser confivel, ter grande capacidade (memria) e velocidade de acesso, j que o volume de dados de um sismograma (grfico produzido pelo sismgrafo) pode ser significativo. O equipamento de controle, chamado sismgrafo, utilizado para controlar os parmetros da aquisio, como o intervalo de amostragem (Eq. 2.5) e seu tempo total. A Fig. 2.7 mostra um tipo de sismgrafo utilizado para o controle de dados.

Figura 2.7: Modelo de um sismgrafo. Fonte: http://www.tecnilab.pt/content/default.asp?idcat=Seistronix%20&idCatM=NOTICIAS&idContent=75624054-F931-4876-A0DF-8ACAB2B0E28C

2.4 FUNCIONAMENTO E EXECUO DO MTODO SSMICO

16Inicialmente, os receptores que em geral, so os geofones, so instalados no meio (ver Fig. 2.8 e Fig. 2.9) com o objetivo de captar as vibraes proporcionadas pela fonte. Em solo, quando o objetivo realizar uma investigao rasa, geralmente utilizada a marreta como fonte de ondas, seus golpes so aplicados sobre uma placa de metal fixada no solo que geram ondas P que so captadas pelos geofones, como apresentado na Fig. 2.5. Existem tambm outros tipos de fontes que so utilizadas dependendo do tipo de estudo que deseja-se realizar, so alguns exemplos: explosivos, caminhes vibratrios (para ondas S) e, em lminas d'gua, canhes de ar, que em caso de necessidade de repetio nos resultados, podem ser usados tambm em terra, instalados em buracos preenchidos com gua, entre outros exemplos. Aps a gerao das ondas, os geofones captam as vibraes proporcionadas por estas e, transformam a energia mecnica captada em energia eltrica, onde esta transmitidas para o sismgrafo. Como os geofones possuem uma frequncia de funcionamento mnima na qual s produz resultados precisos a partir desta, tambm utilizado junto a esses sensores e ao sismgrafo, um amplificador eletrnico que tem como funo, ampliar as baixas correntes eltricas transformadas pelos geofones. Quando o sismgrafo coleta os dados recebidos dos receptores, este traduz os dados coletados pelas vibraes das ondas e produz o sismograma que nada mais do que o grfico produzido pelo sismgrafo.

Figura 2.8: Linha ssmica implantada em um determinado solo. Fonte: (AZEVEDO, P. A.; ROCHA, M. P.).

Figura 2.9: Geofone fixo no solo e conectado ao sismgrafo. Fonte: (AZEVEDO, P. A.; ROCHA, M. P.)

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2.5 MTODO SSMICO DE REFRAO

2.5.1 PROPAGAO DAS ONDAS EM MEIOS DISTINTOS

Segundo Sacasa [2004], quando uma onda ssmica encontra mudanas abruptas nas propriedades elsticas do meio, como uma interface que separa duas camadas de diferentes composies, parte da energia refletida, outra parte refratada, e pode ocorrer tambm a absoro de energia ssmica pelo meio.Uma onda ssmica propagando-se ao longo de um meio homogneo transmitida por uma envoltria esfrica, a frente de onda, que uma regio em que todos os pontos esto em concordncia de fase. Pelo princpio de Huygens, cada ponto de uma frente de onda se comporta como uma nova fonte de ondas elementares e progressivas (CARRON et al., 2002, p. 491). Essas frentes de ondas tm seus raios aumentados com o passar do tempo, e por simplificao, a representao da propagao de uma onda feita atravs de raios orientados, chamados de raios de onda. O princpio de Fermat estabelece que uma onda sempre ir seguir a trajetria de menor tempo, ou seja, a onda sempre ir se propagar pelo percurso de tempo mnimo.A refrao de uma onda ssmica ocorre quando ela, ao se propagar pelo meio, incide e transpe uma interface que separa duas camadas com materiais de composio distinta, passando a se propagar com velocidade diferente da que tinha anteriormente. Se a incidncia for obliqua, haver mudana tambm na direo de propagao da onda. No caso da incidncia ser normal interface que separa duas camadas, a refrao da onda ocorrer sem que haja mudana na sua direo, como no caso das ondas sonoras e de luz (AZEVEDO, P. A.; ROCHA, M. P.).Quando uma onda ssmica incide obliquamente sobre a interface de separao de duas camadas diferentes, ocorre uma refrao dos raios ssmicos e estes, assumem na nova camada, direes e velocidades diferentes da camada anterior, como mostra a Fig. 2.10. 18

Figura 2.10: Representao da refrao sofrida por uma onda P aps incidir obliquamente em uma interface de separao de duas camadas com caractersticas distintas. Fonte: (AZEVEDO, P. A.; ROCHA, M. P.)Esse fenmeno obedece a Lei de Snell que afirma o seguinte: a razo entre o ngulo de incidncia (ngulo formado com o raio de onda e a reta normal a interface de separao das camadas) e a velocidade de propagao da onda para o mesmo meio permanece constante. A sua representao matemtica dada por:(2.6)

onde: o ngulo de incidncia; a velocidade de propagao da onda na camada de incidncia; o ngulo de refrao; a velocidade de propagao da onda na camada refratada.Para o uso do mtodo ssmico de refrao, utilizada a onda refratada que se propaga paralelamente superfcie de contato que separa as duas camadas de propriedades distintas. Em termos matemticos, utilizado a onda refratada que tem 90 como ngulo de refrao. Substituindo esse valor na Eq. 2.6, possvel obter o valor do ngulo de incidncia que a onda deve incidir na interface de separao das camadas, com o objetivo de tornar o raio de onda refratado paralelo a essa interface. Esse ngulo de incidncia chamado de ngulo crtico e dado atravs de:

(2.7)

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Como pode-se observar pela Eq. 2.7, o ngulo crtico depende das velocidades de propagao da onda nos meios, e para que exista esse ngulo crtico, necessrio que a velocidade da primeira camada (camada superior), seja menor do que a velocidade da segunda camada (camada inferior).Quanto maior a distncia entre a fonte e o receptor, maior o ngulo de incidncia do raio. Por conta disso, a ssmica de refrao indicada para investigaes rasas de maior extenso, pois os receptores devem ser instalados a distncias maiores da fonte, para que se colete preferencialmente a onda refratada.Em um levantamento ssmico de refrao, no so importantes os raios de ondas incidentes com ngulos superiores ao ngulo crtico, pois isso ocasionaria reflexo total da energia ssmica. Outro ponto determinante num levantamento ssmico de refrao que a velocidade da camada inferior deve ser sempre maior que a da camada superior, caso contrrio no ir existir um raio de onda refratado criticamente se propagando pela interface entre essas duas camadas, assim, esse raio no retornar para a superfcie.A propagao da onda refratada regida pelas propriedades do meio interno, ou seja, ela se propaga com a velocidade adquirida nesse meio, logo, a partir de determinados afastamentos (distncia de cruzamento), a primeira a chegar.2.5.2 LEVANTAMENTO DO MTODO SSMICO DE REFRAO

20O mtodo de ssmica de refrao baseia-se nas primeiras chegadas de energia ssmica a um receptor afastado da fonte ssmica, considerando que aps viajar atravs do solo, essa energia retorna para a superfcie. Atravs de um levantamento ssmico de refrao possvel ter acesso a informaes sobre as interfaces refratoras por meio da interpretao do grfico de tempo de percurso pela distncia percorrida (grfico tempo x distncia) para um raio de onda. Para tanto, necessrio considerar a premissa de que as primeiras chegadas da energia ssmica aos geofones sero relacionadas sempre a um raio direto ou a um raio refratado. Inicialmente, um raio direto sempre ser detectado como primeira chegada at uma distancia limite, chamada distncia de cruzamento (crossover distance), e a partir dessa distncia as primeiras chegadas passaro a ser sempre um raio refratado. A necessidade de se observar os raios refratados como primeiras chegadas faz com que os perfis de um levantamento ssmico de refrao sejam longos o suficiente para assegurar que a distncia de cruzamento seja alcanada, e sendo assim, quanto mais profundo o alvo, mais longo dever ser o perfil. medida que se pretende adquirir informaes sobre camadas refratoras mais profundas, torna-se necessrio o uso de fontes capazes de gerar mais energia ssmica, em funo do aumento das distncias e tempos de registros envolvidos.2.5.3 CASO COM DUAS CAMADAS COM INTERFACE HORIZONTAL E PLANA

Considerando uma situao na qual existem duas camadas com interface horizontal e plana, na qual, a camada inferior proporciona uma velocidade de propagao das ondas maior do que a da camada superior, possvel deduzir um modelo de anlise atravs da geometria e dos parmetros das camadas. A Fig. 2.11 representa de forma ilustrativa essa situao.

Figura 2.11: Representao do comportamento da onda gerada pela fonte entre duas camadas horizontais e planas. As linhas slidas correspondem trajetria dos raios individuais a partir da fonte A at o receptor D. Fonte: (AZEVEDO, P. A.; ROCHA, M. P.).

Os raios diretos viajam no topo da camada superior com uma velocidade , seguindo uma trajetria da fonte A at o receptor D. Como velocidade o deslocamento sobre um intervalo de tempo, o tempo gasto pelos raios diretos para chegarem a fonte D de:(2.8)

onde x a distncia horizontal da fonte ao receptor.21A Eq. 2.8 representa uma reta que passa pela origem, cujo o coeficiente angular o inverso da velocidade de propagao da onda na primeira camada. A partir dessa equao, possvel encontrar o valor dessa velocidade.Para os raios refratados, o tempo total gasto por estes para sair da fonte A at o receptor D a soma de cada intervalo de tempo na qual essa onda percorre. Esses intervalos de tempo so: ; intervalo de tempo que o raio refratado leva para sair da fonte A e chegar a interface que separa as duas camadas (ponto B). Nesse trecho, o raio possui velocidade . ; intervalo de tempo que o raio refratado leva para sair do ponto B e chegar no ponto C; Esse deslocamento realizado na segunda camada e o raio se propaga paralelamente a superfcie. Nesse trecho, o raio possui velocidade . ; intervalo de tempo que o raio refratado leva para sair do ponto C e chegar ao receptor D. Esse deslocamento realizado na camada superior. Nesse trecho, o raio possui velocidade . ; intervalo de tempo total que a onda refratada leva para sair da fonte A e chegar ao receptor D. Esse tempo dado pela soma dos outros trs tempos logo acima.assim, de uma forma mais matemtica, o tempo de percurso que a onda refratada leva para sair da fonte A e chegar ao receptor D :(2.9)

mas, ; e . Considerando-se como a profundidade da camada superior e sendo o ngulo crtico, possvel obter que: ; e . Substituindo esses dados na Eq. 2.9 e aps algumas manipulaes matemticas, obtido que o tempo total que a onda refratada leva para sair da fonte A at o receptor D dado por:(2.10)

Ou, utilizado a equao fundamental da trigonometria, junto com a Lei de Snell para o ngulo crtico, possvel escrever a Eq. 2.10 da seguinte forma:(2.11)

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A Eq. 2.10 e Eq. 2.11. representam o tempo gasto pela onda refratada. Como pode-se observar, o coeficiente angular dessas equaes justamente o inverso da velocidade de propagao da onda na camada inferior, enquanto que, o coeficiente linear um parmetro que depende da profundidade da camada superior, alm da velocidade desta e da camada inferior. A Fig. 2.12 mostra como seria o grfico das retas propostas pelas Eq. 2.8 e Eq. 2.10 ou Eq. 2.11.

Figura 2.12: Curvas tempo x distncia para a onda direta e a onda refratada em um modelo considerando duas camadas com interfaces horizontais e planas. Fonte: (AZEVEDO, P. A.; ROCHA, M. P.).

Na Fig. 2.12, representado as inclinaes de ambas as retas. representado tambm dois ponto em destaque, que so, o ponto (no eixo t ) e o ponto (no eixo x). O primeiro ponto, representa o coeficiente linear da Eq. 2.10 ou da Eq. 2.11, ou seja:

(2.12)

23Logo, como pode-se observar, a partir da anlise do grfico, possvel obter a velocidade de propagao das ondas em ambas as camadas (obtendo o inverso da inclinao das retas) e aps isso, possvel calcular a profundidade da camada superior, sabendo qual o coeficiente linear da reta que representa a onda refratada.O segundo ponto, representa um ponto de interseo entre a onda direta e a onda refratada na qual, para distncias menores do que a desse ponto, as ondas diretas chegam primeiro ao receptor do que as ondas refratadas, caso contrrio, as ondas refratadas chegaro primeiro ao receptor. Uma caracterstica desse ponto que, para essa distncia, tanto as ondas diretas quanto as refratadas, chegam ao receptor no mesmo intervalo de tempo, ento, para obter esse ponto, basta igualar a Eq. 2.8 com a Eq. 2.10 ou Eq. 2.11. Aqui, a Eq. 2.11 ser escolhida.

isolando o valor de e considerando que ; obtido que o ponto de cruzamento entre as retas dado por:(2.13)

Atravs das equaes desenvolvidas nessa seo, possvel conhecer as caractersticas das camadas em uma situao de duas camadas com interfase horizontal e plana. Na prtica, geralmente so encontrados subsolos com mais de duas camadas e superfcies irregulares, contudo, o processo de anlise procede da mesma forma como visto nessa seo, tendo apenas mais variveis e equaes para deduzir. 2.5.4 PROCEDIMENTO E ANLISE DE DADOS

Para a realizao do processamento dos dados coletados pela ssmica de refrao, utilizado uma filtragem simples para a retirada dos rudos grosseiro, e logo aps, realizado primeira etapa, que consiste na identificao das refraes, atravs do sismograma (ver Fig. 2.13), chamada de " first break picking ", ou " escolha da primeira chegada ". Com os pontos escolhidos pelo operador, possvel criar um grfico simplificado do tempo de trnsito versus afastamento.24Aps a produo do grfico, possvel tirar as informaes debatidas na seo anterior a partir de informaes do prprio grfico. Para que se possa fazer a correta interpretao das velocidades e espessuras das camadas, no caso de algumas das superfcies no serem horizontais, necessrio fazer mais de uma aquisio, mas com os receptores na mesma posio, mudando-se apenas a localizao da fonte, ou seja, utilizado a fonte esquerda, direita e no centro dos receptores. Quando as camadas no forem horizontais, os grficos de aquisio das fontes esquerda e direita representam inclinaes diferentes; nestes casos, possvel calcular a velocidade de propagao da onda e da espessura de cada camada utilizando informaes dos grficos produzidos por ambas as fontes.

Figura 2.13: Exemplo de um sismograma produzido no momento da coleta de dados. A linha em vermelho indica o traado onde foram marcadas as primeiras quebras. Fonte: (AZEVEDO, P. A.; ROCHA, M. P.).

2.5.5 APLICAES E CONSIDERAES DO MTODO SSMICO DE REFRAO

O Mtodo Ssmico de Refrao foi, na verdade, o primeiro mtodo de superfcie a ser utilizado com bons resultados para anlise de interfaces pouco profundas na investigao de macios rochosos (GRANT, F. S; WEST, G. F. 1995). A ssmica de refrao costuma ser usada para estudos extremos de subsuperfcie: muito profundos (para estudos do limite da crosta terrestre) ou bastante rasos, at 30 m de profundidade. 25Um fator que atrapalha anlise desse e outros mtodos, so as interferncias de outros tipos de fontes que existem no meio, em geral, essas interferncias so provocadas por rudos que, modificam os dados coletados pelos receptores. Na ssmica de refrao, o problema do rudo costuma ser solucionado com a realizao de vrias aquisies com a fonte e receptores no mesmo ponto, para aumentar a razo sinal/rudo. Como em geral o processo mais demorado a instalao dos receptores, essa redundncia no tem grande impacto sobre o tempo de realizao da aquisio.Barton (2007) indica que o uso deste mtodo no incio das investigaes para uma obra subterrnea em macios rochosos rasos fornece " um perfil de Vp (velocidade das ondas P) em funo da profundidade que tem valor inestimvel para uma melhor programao das investigaes de subsuperfcie, especialmente para a locao das sondagens para a retirada de amostras e ensaios de permeabilidade ".Isto porque, em pouca cobertura, o macio costuma ter suas fraturas mais abertas, o que acentua a diferena de propriedades elsticas entre reas de maior e menor fraturamento. O mtodo de refrao especialmente indicado para identificar estas mudanas porque o percurso do raio refratado paralelo s camadas, permitindo percorrer maior extenso no mesmo material. A anlise de reduo da velocidade de propagao da onda em relao da rocha matriz pode fornecer dados quantitativos sobre a densidade de fraturas do macio, permitindo uma classificao geomecnica do mesmo. As condies de fraturas, como existncia de preenchimento e rugosidade, no entanto, no impe mudanas significativas na velocidade de propagao da onda e, portanto, no podem ser inferidas (PALMSTRM, 1996).Uma das principais limitaes do mtodo que, para que a onda refratada seja gerada, necessrio que a velocidade de propagao da onda seja crescente com a profundidade das camadas. Quando uma camada possui velocidade menor do que a que se encontra acima, ela no ser identificada pela ssmica de refrao. Isto comum em solos transportados, como colvios e aluvies, e por isso, quando o mtodo aplicado em tais condies geolgicas deve-se atentar para esta possibilidade.De modo geral, pode-se dizer que o mtodo ssmico de refrao indicado principalmente para observar mudanas laterais nas camadas da subsuperfcie devido a caracterstica das ondas refratadas se deslocarem paralelamente a superfcie de interface entre as camadas.

26

2.6 MTODO SSMICO DE REFLEXO

2.6.1 FUNDAMENTAO TERICA DO MTODO SSMICO DE REFRAO

Uma onda que se propaga em um determinado meio sofre um fenmeno chamado reflexo quando esta encontra uma mudana brusca de impedncia (Eq. 2.3 e Eq. 2.4). Aps esse fenmeno, a energia da onda dividida em trs partes: uma parte refletida de volta ao meio incidente, uma outra parte transmitida ao meio seguinte e a terceira parte sofre o fenmeno de refrao crtica que foi abordada na seo anterior. Para o mtodo ssmico de reflexo, a parte que interessa justamente a que reflete de volta ao meio incidente, tendo como objetivo, modelar o subsolo atravs das caractersticas impostas por esse fenmeno. A ideia principal para esse mtodo baseada no fato de que uma onda refletiva, retorna ao meio incidente com um ngulo de reflexo igual ao ngulo de incidncia, retornando a superfcie e alcanando os receptores ali instalados. O objetivo desse mtodo captar justamente essas ondas refletidas, desconsiderando as ondas que sofrem reflexo total (quando incidem com a interface em um ngulo maior do que o ngulo crtico). Para isso, o ngulo de incidncia das ondas no mtodo ssmico de reflexo limitado pelo ngulo crtico, por consequencia, as distncias entre fonte e receptores so menores do que no mtodo ssmico de refrao. A Fig. 2.14 apresenta um esquema ilustrativo da situao.

Figura 2.14: Representao ilustrativa do mtodo ssmico de reflexo. As ondas geradas pela fonte incidem na interface que separa o meio 1 do meio 2 e refletem sobre o mesmo ngulo de incidncia at retornarem a superfcie, onde so captadas pelos receptores. Fonte: http://tecnopetrobr.blogspot.com.br/2008/11/ssmica-de-reflexo.html

Pela Lei de Snell, vista na seo anterior, a relao entre a velocidade de propagao da onda em duas camadas dada por:27

(2.14)

onde o ngulo crtico, a velocidade de propagao da onda na camada superior e a velocidade de propagao da onda na camada inferior. Considerando os parmetros geomtricos do meio, sendo a distncia entre a fonte e o receptor, e a profundidade da camada superior, o seno do ngulo crtico dado por:

logo, a Eq. 2.14 pode ser escrita da seguinte forma:(2.15)

A partir da Eq. 2.15, possvel determinar qual a distncia mxima que os sensores devem ser instalados, para isso, basta isolar a varivel . Logo, essa distncia ser dada por:(2.16)

A partir da Eq. 2.16, possvel instalar os sensores com o objetivo de coletar apenas as informaes das ondas refletidas. As Eq. 2.14 a Eq. 2.16 foram deduzidas considerando o fato de que a velocidade de propagao da onda na camada inferior maior do que na camada superior, possibilitando assim a existncia de um ngulo crtico. Caso a velocidade de propagao da onda na camada superior fosse maior do que na camada inferior, no existiria ngulo crtico e as ondas refratadas iriam penetrar nas camadas mais profundas, no sendo coletadas pelos sensores, logo, estes continuariam a captar apenas as informaes das ondas refletidas.28Para investigaes de trechos maiores do que o fornecido pela Eq. 2.16, pode-se utilizar a concatenao de vrias linhas ssmicas. Para que essa concatenao possa ser feita sem a perca de informaes, necessrio que as linhas se sobreponham em determinados trechos, o que aumenta os custos bem como o tempo necessrio para a aquisio.

2.6.2 PROCEDIMENTO E ANLISE DE DADOS

Para o mtodo ssmico de reflexo, comum quando estuda uma rea, escolher uma seo e com ela fazer testes com vrios esquemas de processamentos. Aquele que apresentar melhor resultado ser utilizado para o resto das sees, podendo haver pequenas variaes para eliminao de dados indesejados pontualmente. Em casos mais complexos, pode ser necessrio um processamento especfico e, por vezes, para visualizar bem determinada rea de seo preciso sacrificar a qualidade do resto da mesma.O procedimento utilizado no mtodo ssmico de reflexo bem simular ao utilizado no mtodo de refrao. Primeiramente, aplicado uma ferramenta de ganho que, compensa a energia perdida durante a aquisio. Essa perca de energia progressiva com a profundidade alcanada pela onda (Teorema de Huygens). Em seguida, vem o chamado " empilhamento ", que um procedimento que soma ( ou "empilha") diferentes traos ssmicos que tenham pontos de reflexo comum (CMP), buscando aumentar a razo sinal/rudo (YLMAZ, 1987). O prximo passo, chamado de "deconvoluo", a aplicao de uma funo matemtica para a retirada do efeito da fonte. Por fim, a migrao um processo que visa transformar as sees, colocando as camadas em suas posies reais. Esse ltimo passo o mais demorado e o que demanda de maior esforo computacional. Os filtros so ferramentas de extrema importncia no processamento. Eles so operadores que modificam o sinal lido, com o objetivo especfico. Podem ser citados, os filtros de forma - que modifica a wavelet (forma bsica do sinal emitido pela fonte) para a forma desejada; filtros passa-banda - elimina frequncias indesejadas, limitando o sinal frequencia que se quer estudar; filtros de predio - teis em casos com reverberao; entre outros.29A determinao da velocidade de propagao da onda em cada camada imprescindvel para o processo de migrao, bem como para a extrao de propriedades do subsolo. A fase de processamento responsvel por esta determinao chamada Anlise de Velocidade (THOMAS, 2003). Essa fase consiste basicamente de determinar qual o valor de velocidade capaz de horizontalizar determinado evento quando este corrigido pela equao(2.17)

Esta expresso, que pode ser deduzida a partir do teorema de Pitgoras, relaciona o tempo de trnsito , velocidade e distncia fonte - receptor . Partindo-se do pressuposto de que as camadas em subsuperfcie so horizontais, o valor da velocidade que permitir uma correo melhor deve ser a velocidade quadrtica (de todas as camadas acima) para aquela profundidade. A partir desse valor, possvel calcular a velocidade intervalar (individualmente de cada camada), que se pode tentar correlacionar com as propriedades geomecnicas.2.6.3 APLICAES E CONSIDERAES DO MTODO SSMICO DE REFLEXO

O mtodo ssmico de reflexo pode ser utilizado para pequenas e grandes profundidades, comumente usado nas indstrias petrolferas para grandes profundidades, a fim de localizar armadilhas (trapas) de leo e gs em terrenos sedimentares, alm de investigaes do subsolo de uma forma geral.Uma das dificuldades encontradas no processamento a separao entre a onda refletida e a refratada. Na ssmica profunda, a onda refratada raramente tem influncia nos resultados; mas na ssmica rasas ela pode se sobrepor onda refletida que pretende interpretar, e precisa ser retirada durante o processamento. Por ser um " rudo " coerente, no entanto, essa retirada pode ser bastante difcil. Um outro problema so os terrenos acidentados, que dificultam a aplicao do mtodo; para solucionar esse problema, preciso fazer correo topogrfica dos dados ssmicos para obter as profundidades corretas para os refletores. Nesse procedimento, bastante comum o uso de GPS para assim, poder fazer uma correo adequada.Na interpretao do sismograma migrado, podem ser identificadas diversas estruturas geolgicas, sendo o contraste de nvel de compactao/coerncia entre as camadas o mais relevante para registro neste mtodo. Alguns exemplos so camadas do solo, especialmente o contato solo transportado - solo residual, topo rochoso, zonas de falhas ou de muitas fraturas, blocos etc. dependendo das caractersticas locais e da qualidade de informao obtida.30

2.7 CONCLUSO A RESPEITO DOS MTODOS SSMICOS

Como visto durante as sees anteriores, os mtodos ssmicos possuem diversas aplicaes, vantagens e desvantagens para a investigao e anlise do subsolo. A escolha do mtodo de refrao ou de reflexo depende do que se deseja conhecer; Assim como os mtodos diretos, esses mtodos indiretos ssmicos proporcionam informaes precisas e confiveis, tendo bastante qualidade para um estudo voltado para a engenharia.Dentre os dois mtodos ssmicos apresentados (Refrao e Reflexo), existem diversos ensaios que podem ser realizados; as escolhas desses ensaios iro depender da caracterstica do meio em que ser realizada aquisio e tambm, das informaes que se deseja coletar, conciliando esses fatores com o custo de execuo.Atualmente, os mtodos ssmicos esto sendo aprimorados. Novas fontes, receptores e outros equipamentos esto sendo desenvolvidos com o objetivo de ampliar a qualidade dos resultados; um exemplo disso, a utilizao de acelermetros como sensores que tem melhorado os resultados dos mtodos ssmicos. Um outro fator importante, o manuseio dos dados por um operador que tenha a capacidade de interpret-los corretamente, para assim, garantir a qualidade do mtodo aplicado.Em geral, os mtodos ssmicos trazem informaes valiosas sobre o solo para diversos setores; no setor da engenharia civil, eles ainda no so muito utilizados (devido ao seu custo), mas a tendncia que com o avano destes, a utilizao nos campos de obra se tornem mais comuns.31

3 MTODOS ELTRICOS E ELETROMAGNTICOS

Estes mtodos so nomeados a partir da energia utilizada para sondar o meio, os mtodos eltricos e eletromagnticos so diversos e bastante poderosos. As propriedades fsicas que regem este grupo de mtodos so trs, como vemos abaixo: A Condutividade Eltrica () de determinado material representa a facilidade com que uma corrente eltrica sobre ele aplicada poder circular. Seu inverso chamado Resistividade Eltrica (). Essa condutividade em sua maioria muito baixa em solos e rochas formados por minerais, sendo em geral esta condutividade eletroltica manifestando-se atravs do excesso de umidade dos vazios da substncia.

(1)A Permissividade Dieltrica () a constante de proporcionalidade entre o campo eltrico e a polarizao. Essa constante bastante influenciada pela umidade do material, pois a gua com ons dissolvidos causa grande atenuao do campo eletromagntico aplicado sobre o meio.

(2)A Permeabilidade Magntica () relaciona o Campo Magntico H e o Campo de Induo Magntica. Estas propriedades em materiais geolgicos essa propriedade pouco varia e est muito prxima da permeabilidade magntica do vcuo.

(3)

3.1Tcnicas de Investigao dos Mtodos Geoeltricos:

32As tcnicas de ensaios geofsicos dos mtodos geoeltricos, podem ser de trs tipos principais: caminhamentos, perfilagens e sondagens. A diferena bsica entre essas tcnicas, est no procedimento de campo para se obter o parmetro fsico a ser estudado, ou seja, na disposio dos eletrodos na superfcie do terreno ou interior dos furos de sondagem e a maneira de desenvolvimento dos trabalhos para se obter os dados de campo, ligada aos objetivos da pesquisa e geologia da rea. A Sondagem eltrica SE (Fig. a), empregada em situaes cujos objetivos sejam investigar em profundidade os diferentes tipos e situaes geolgicas, determinando suas espessuras e resistividades e/ou cargabilidades, a partir de um ponto fixo na superfcie do terreno. A tcnica de Caminhamento eltrico CE (Fig. b) aplica-se principalmente, em situaes cujos objetivos das pesquisas visam determinar descontinuidades laterais nos materiais geolgicos, tais como: diques, contatos geolgicos, fraturamentos e/ou falhamentos, corpos mineralizados, mapear plumas de contaminao de subsolo, etc. A Perfilagem eltrica PERF (Fig 3.1. c) uma tcnica utilizada e desenvolvida no interior de furos de sondagens mecnicas. Seus objetivos principais so os d estudar as variaes de parmetros fsicos in situ. aplicada na hidrogeologia e na prospeco de petrleo, como por exemplo, na determinao de nveis arenoso-argilosos, permeabilidades, etc.

Fig. 3.1Tcnicas de Investigao.Fonte: (http://www.rc.unesp.br/igce/aplicada/DIDATICOS/BRAGA/Geofisica/Geoeletricos-V4.pdf)

3.2 CAMINHAMENTO ELTRICO:

O Caminhamento Eltrico (CE), tambm chamado de Tomografia Eltrica ou Sondagem Eltrica Multi-eletrodo (SEM), tem por princpio a transformao do solo em um grande resistor, por maio da aplicao de uma corrente eltrica de baixa intensidade. Com a utilizao de pares de eletrodos, possvel medir a resistividade do solo em diferentes pontos, e vrias profundidades, produzindo assim um perfil resistivo do subsolo.Essa resistividade ento correlacionada com camadas geotcnicas. A grande dificuldade do mtodo reside no fato de que o valor de resistividade medido de um ponto influenciado por todos os pontos em sua vizinhana, e por isso a correlao no to simples. Sendo normalmente usado com objetivos qualitativos, mais do que quantitativos.33

A Figura 3.2 apresenta um conjunto completo de equipamentos para aquisio. Fig.3.2 : Equipamento ER300 de Caminhamento eltrico, com detalhe de instalao do eletrodo no solo.Fonte: (http://maxweel.vrac.puc-rio.br)

3.2.1FUNDAMENTOS TERICOS E AQUISIO:

Digamos que se instalem, numa superfcie geolgica, dois pares de eletrodos. Em um deles, que denominaremos AB, se aplica uma corrente de mdulo I, para no outro (MN) medir a diferena de potencial entre cada eletrodo.

Fig.3.3 : Esquema dos pares de eletrodos de corrente (AB) e potencial (MN)Fonte: (http://maxweel.vrac.puc-rio.br)

Se traarmos em torno de um eletrodo uma superfcie semi-esfrica qualquer, por simetria, a densidade de corrente J ter direo radial e mdulo igual em qualquer ponto desta superfcie. A integral de J sobre a semiesfera ser:

(4)Pela lei de Ohm (equao 1),

(5)O mdulo do campo eltrico gerado por um eletrodo pontual , portanto inversamente proporcional ao quadrado da distncia. A diferena de potencial, V, se relaciona com o campo eletromagntico atravs de: 34

(6)Onde R1 e R2 so as distncias dos pontos M e N ao eletrodo A, respectivamente. O potencial absoluto de um ponto aquele para:

(7)Com isso conclui-se que o potencial de um ponto qualquer em um meio inversamente proporcional a sua distncia fonte. Ento para os pontos M e N,

(8)Resumindo as duas equaes e isolando a resistividade, temos que:

(9)O primeiro fator do segundo membro depende unicamente da disposio geomtrica dos quatro eletrodos, e por isso denominado fator geomtrico (K).Os meio geolgicos so no homogneos. Nesta situao, haver uma variao da resistividade de um ponto para outro. No entanto, cada medio de DDP influenciada por todo um segmento do meio que se quer analisar. Isso quer dizer que a resistividade lida no real, mas uma resistividade aparente, influenciada pelas propriedades eltricas no homogneas do meio e pela geometria dos eletrodos. A capacidade de imageamento do subsolo est diretamente relacionada penetrao da corrente no meio. A percentagem de corrente que se mantm acima de determinada profundidade pode ser estimada em uma analise geomtrica.Esta profundidade no depende apenas da penetrao da corrente, mas tambm do posicionamento de AB e MN. Uma vez que tanto a profundidade de investigao quanto a resistividade aparente dependem da disposio dos pares de eletrodos, esta tem grande relevncia no mtodo de aquisio. Alguns arranjos, no desenvolver da tcnica, se tornam mais utilizados, seja pela facilidade na aquisio ou na anlise dos dados. Dentre eles podemos citar os arranjos tipo Wenner, Schlumberger, Dipolo-dipolo. A Figura 3.4 abaixo apresenta as disposies espaciais de cada um. 35

Fig. 3.4 : Arranjo de eletrodos mais usados.Fonte: (http://maxweel.vrac.puc-rio.br)

O arranjo tipo Wenner foi criado pelo geofsico norte americano de mesmo nome em 1915. O par de eletrodos de potencial fica entre os eletrodos de corrente, sendo cada um deles equidistantes entre si. Para este arranjo, o fator geomtrico :

(onde b = MN/2) (10)No arranjo de Schlumberger, criado na Frana quase no mesmo tempo que o Wenner, os eletrodos de potencial tambm ficam entre os de corrente, mas os eletrodos no so equidistantes, apenas a razo AB/MN>5 deve ser respeitada.

(onde a = AB/2 e b = MN/2) (11)O dispositivo dipolo-dipolo mais recente e utilizado para investigaes de superfcies mais profundas. Os eletrodos de corrente so bastante separados dos de potencial. As distancias entre os eletrodos de cada par so iguais, e o espaamento entre os pares seu mltiplo, o fator geomtrico dado por:

(onde a = MN) (12)Para os arranjos dipolo-dipolo, se o valor de n suficientemente grande, o comportamento da injeo de corrente se aproxima daquele de um dipolo eltrico, o que aumenta a sensibilidade do mtodo. Na prtica, para cada aplicao de corrente fazem-se vrias medies de potencial ao longo de uma mesma linha. Tambm sobre essa linha deslocam-se os dipolos de corrente e de potencial, respeitando as caractersticas geomtricas de cada arranjo, de modo que no final obtido um perfil resistivo bidimensional do subsolo. 36Estes equipamentos utilizados neste ensaio de caminhamento eltrico utilizam corrente contnua por questes de segurana. Os resultados obtidos por este mtodo no sofrem efeitos de variao de frequncia que poderiam ocorrer sob corrente alternada.

3.2.2 PROCESSAMENTO E ANALISE DE DADOS:

Para transformar os dados de resistividade aparente em um modelo da subsuperfcie mais prximo da realidade, necessrio processar estes dados. Este processamento leva em conta diversos parmetros, como geometria da aquisio e relevo da rea, e pode ser feito levando-se em conta diferentes princpios. O primeiro passo fazer um controlo de qualidade dos dados, retirando aqueles que mostrem indcios de m aquisio. Uma forma comum de se fazer isso uma anlise estatstica, descartando valores que estejam fora de determinado intervalo de confiana. Dentre os diversos mtodos possveis para a inverso dos dados, dois tipos tm sido mais utilizados: a modelagem poligonal, e o mtodo de suavizao; em ambos os casos o modelo vai sendo aprimorado por tentativa e erro. As pseudo-sees modeladas podem ento ser interpretadas qualitativamente luz da geologia local. Grandes descontinuidades na resistividade do subsolo podem ser identificadas como camadas geotcnicas, descontinuidades geolgicas, e corpos enterrados de mdio e grande porte naturais (blocos, mataces) ou no. Zonas heterogneas como reas de cascalhos ou alternncias entre sedimentos arenosos e argilosos, por exemplo, no so comumente delineadas por este mtodo, que funciona em maio escala.Este mtodo pode gerar resultados em 2D e 3D, dependendo da necessidade da aplicao.Algumas aplicaes desta metodologia so: Caracterizao de sedimentos, solos e rochas; Determinao da profundidade do nvel de gua e lenol fretico; Determinao de fraturas, fissuras e recalques; Determinao de plumas de contaminao no solo; Explorao mineral; Avaliao de infiltraes em barragens.

37

3.3 SONDAGEM ELTRICA VERTICAL SEV:

A tcnica de sondagem eltrica consiste em uma sucesso de medidas de um parmetro geoeltrico, efetuadas, a partir da superfcie do terreno, mantendo-se uma separao crescente entre os eletrodos de emisso de corrente e recepo de potencial. Quando os eletrodos so alinhados na superfcie do terreno de maneira simtrica, e durante a sucesso de medidas, a direo do arranjo e o centro do dipolo de recepo de potencial permanecem fixos, tem-se a sondagem eltrica vertical. Existem dois tipos principais de arranjos para o desenvolvimento da tcnica de SEV: Schlumberger e Wenner. Apesar da diferena entre esses dois tipos de arranjo, serem pequenas, o Schlumberger pode ser considerado superior, tanto em praticidade com em qualidade dos resultados, e o adotado na maioria dos trabalhos desenvolvidos em nosso pas.

3.3.1 INTERPRETAO DOS DADOS DE CAMPO:

A utilizao de curvas logartmicas, para representao e interpretao dos dados de campo, deve-se ao fato que as variaes das estruturas geoeltricas representativas so realadas, e, principalmente, reduzem os clculos tericos para o traado das curvas-modelos, usadas na interpretao.Os dados geoeltricos, obtidos em cada SEV, so representados por meio de uma curva bilogartmica em funo dos espaamentos AB/2 arranjo Schlumberger ou a arranjo Wenner (Fig 3.5. abaixo)

Fig. 3.5:Plotagem dos pontos - SEV 38Fonte: (http://www.rc.unesp.br/igce/aplicada/DIDATICOS/BRAGA/Geofisica/Geoeletricos-V4.pdf)As interpretaes das curvas de campos das SEVs, devem ser efetuadas considerando-se os fundamentos que regem a aplicao desta tcnica, cuja utilizao se d em reas nas quais a distribuio do parmetro fsico no subsolo corresponde, com razovel aproximao, ao modelo dos meio estratificados. A finalidade de interpretao de uma SEV , portanto, determinar a distribuio espacial dos parmetros fsicos no subsolo, partindo de dados das curvas de campo observados na superfcie do terreno, e buscar o significado geolgico de tais parmetros. Ambas as etapas no so de fcil execuo, sendo que a primeira se baseia em leis fsico-matemticas, e a segunda depende fundamentalmente de correlaes entre os dados fsicos e geolgicos, envolvendo muito a experincia do intrprete. Na figura abaixo, ilustra as etapas necessrias na interpretao de uma SEV.

Fig. 3.6: Etapas na interpretao.Fonte: (http://www.rc.unesp.br/igce/aplicada/DIDATICOS/BRAGA/Geofisica/Geoeletricos-V4.pdf)

3.4 GROUND PENETRATION RADAR (GPR)

O radar de penetrao em Solo (comumente chamado georadar ou GPR) um mtodo geofsico baseado na emisso de ondas eletromagnticas, com leitura da sua reflexo nas camadas do subsolo. Seu desenvolvimento remonta a 1929, quando ondas de rdio foram utilizadas na tentativa de mapear a espessura de uma geleira na ustria. Porm desenvolvendo-se apenas na dcada de 50, quando voltou a ser utilizado em ambientes gelados para a determinao da espessura de placas de gelo nos continentes rtico e Antrtico. 39

Foi s na dcada de 70, com a misso Apollo 17, que a pesquisa para utilizao em outros continentes ganhou fora. O desenvolvimento tecnolgico mundial j permitia a construo de equipamentos com aquisio digita, baixando os custos. Na sequncia o GPR tornou-se comercial, sendo reconhecido como mtodo geofsico na dcada de 80 pela comunidade cientfica internacional. A figura abaixo mostra a aquisio do GPR em campo.

Fig. 3.7: GPR modelo IDSFonte: (http://www.altaresolucao.com.br/admin/content/upload/gpr1.jpg? 1431202351662)

3.4.1 FUNDAMENTOS E AQUISIO

As equaes de Maxwell descrevem o fenmeno eletromagntico de forma concisa, mas sua forma usual de apresentao no a mais clara para aplicaes prticas. Elas podem ser modificadas substituindo-se as relaes constitutivas, pelo qual se obtm as equaes que regem a propagao de ondas eletromagnticas no meio geolgico. Para um meio geolgico de baixa perda, a velocidade de propagao da onda pode ser definida pela equao:

(13)Onde v a velocidade de propagao da onda, c a velocidade de propagao da luz no vcuo e k a constante dieltrica do meio em questo. Para obteno do comprimento de onda , basta dividir a velocidade pela frequncia f:40

(14)Onde ondas eletromagnticas tambm so regidas pela Lei de Snell, pela qual uma onda se propaga em um meio, ao encontrar uma variao brusca em suas propriedades, se divide: parte de sua energia refletida, parte transmitida camada seguinte. No caso de ondas de radar se propagando em meios geolgicos, as propriedades relevantes para este fenmeno so a condutividade, a constante dieltrica e a permeabilidade magntica, sendo as amplitudes dos campos eltricos e magnticos regidas pelas equaes de Fresnel. Na prtica, os levantamentos GPR com vistas em estruturas geolgicas so analisadas ignorando-se o efeito da condutividade e da permeabilidade magntica porque, para frequncias acima de 1 MHz, a permissividade dieltrica o fator dominante na propagao das ondas. Consideramos sempre a onda com incidncia normal, visto que as antenas emissoras e receptoras esto muito prximas. Neste contexto, a anlise do fenmeno fica bastante simplificada e o coeficiente de reflexo, que quantifica a partio de energia em um refletor, pode ser escrito como:

(15)Onde k1 e k2 representam as constantes dieltricas das camadas acima e abaixo do refletor, respectivamente. O mtodo GPR utiliza ondas na faixa de 10 MHz a 2,5 GHz, sendo os aparelhos mais comuns tem capacidade de operar entre 25 e 400 MHz. Ao contrrio do caminhamento eltrico, o mtodo GPR sofre bastante influncia da frequncia utilizada, j que ela est diretamente relacionada tanto penetrao do sinal quanto resoluo vertical obtida. Para um mesmo material, o aumento da frequncia da onda transmitida gera um aumento da atenuao da onda, e consequentemente a diminuio da penetrao do sinal. Por outro lado, a resoluo vertical inversamente proporcional ao comprimento da onda, aumentando a frequncia. O Georadar consiste em obter imagens de alta resoluo da subsuperfcie, atravs da transmisso de ondas eletromagnticas (EM) de altas frequncias, que por sua vez repetidamente radiada para dentro da terra por uma antena transmissora colocada na superfcie (Davis & Annan, 1989).41

As mudanas nas propriedades eltricas em subsuperfcie fazem com que parte do sinal seja refletido. As ondas de radar refletidas e difratadas em diferentes interfaces so recebidas atravs de outra antena, denominada de antena receptora, tambm colocada na superfcie do terreno.A energia refletida registrada em funo do tempo de percurso (tempo de ida e volta), sendo amplificada, digitalizada e gravada no disco rgido de umlaptop, deixando os dados prontos para o processamento posterior que se fizer necessrio.O GPR especificado pela frequncia central de suas antenas, que rege as propriedades do sistema, mas a faixa de real funcionamento das antenas emissora e receptora vai de 0,5 a 1,5 vezes essa frequncia central. A aquisio pode ser feita usando diferentes geometrias. A mais comumente utilizada a chamada geometria TE, com as antenas perpendiculares direo de caminhamento do perfil, pois esta a geometria que consegue englobar a maior rea. O GPR pode ser utilizado tanto em terra quanto sobre lmina dgua, sendo que em ambos os casos a obteno de bons resultados est diretamente ligada condutividade das camadas mais superficiais, que rege a atenuao do sinal. Em Terra, solos arenosos costumam representar melhores resultados; em gua, a presena de sais dissolvidos na gua o grande limitador do mtodo. 3.4.2 PROCESSAMENTO E ANLISE DE DADOS

Os chamados radargramas, conjuntos de dados resultantes de uma campanha GPR, precisam passar por processamento antes de serem interpretados. Em grande parte, este processamento anlogo ao aplicado a dados ssmicos e os mesmos programas podem ser utilizados. Alm disto, os equipamentos de GPR comerciais costumam ser vendidos juntamente com pacotes de softwares desenvolvidos especialmente para o processamento deste tipo de dado, que trabalham no formato nativo de cada equipamento e que incluem as ferramentas necessrias. 42Dentre fonte comum de rudos, pode-se citar a influncia de construes, muros, margens de rios, postes, rvores de grande porte, linhas de transmisso e mesmo estaes de rdio e telefones celulares. A retirada destes dados indesejveis pode ser demorada e depende fortemente da experincia do intrprete, que deve saber separar, mas tambm da clareza e detalhamento dos dados de campo, no que diz respeito ao mapeamento destas fontes de interferncia. A interpretao feita observando-se no apenas superfcies identificveis na seo, mas tambm mudanas na textura e presena de hiprboles. Como verificamos na figura abaixo:

Fig. 3.8: Sondagem com presena de hiprbole. Fonte: (http://www.altaresolucao.com.br/admin/content/upload/gpr7.jpg)

Dentre as entidades que podem ser identificadas na interpretao, se destacam camadas geolgicas, o nvel dgua, corpos enterrados especialmente corpos metlicos, j que o contraste de constante dieltrica bastante alto. Em alguns casos, possvel inferir ainda propriedades das camadas identificadas, como homogeneidade e coerncia, e estruturas geolgicas como acamamentos, fraturas, etc. Como observamos na figura abaixo: 43

Fig. 3.9: Identificao e estratificao do subsolo por GPRFonte: (http://www.altaresolucao.com.br/admin/content/upload/gpr4.jpg)

A grande vantagem do GPR sobre outro mtodos geofsicos a rapidez com que ele fornece resultados, especialmente quando se faz uma aquisio com afastamento constante. Sua aquisio simples e rpida; corpos enterrados podem ser identificados em tempo real e marcados em campo; e mesmo um processamento completo, que inclua filtragens e migrao, bastante rpido, podendo ser realizado em questo de minutos com o equipamento adequado. 44

4 MTODOS POTENCIAIS

Os mtodos potenciais partem da mesma premissa geral da geofsica, que camadas diferentes possuem caractersticas distintas, mas diferentemente dos mtodos ativos, utiliza o prprio potencial dessas propriedades para seu estudo. Os campos potenciais da terra so o campo gravitacional e o campo geomagntico, que servem de base para o mtodo da gravimetria e magnetometria, respectivamente. As informaes so obtidas atravs desses mtodos sem a necessidade de utilizao de nenhuma fonte externa de energia para envio de sinais. Um problema dos mtodos geofsicos est associado sua ambiguidade de interpretao. Se a estrutura interna e as propriedades fsicas da Terra fossem conhecidas precisamente, a intensidade de uma medio particular, efetuada superfcie, poderia ser prevista precisamente e de uma forma nica (LUIS, 2005). Porm, o que acontece na prtica o inverso; tenta-se deduzir as propriedades a partir de medies na superfcie. O problema decorrente disso, que geralmente a soluo no nica, ou seja, h mais de uma possibilidade para cada medio realizada. Por isso, em levantamentos com mtodos geofsicos, recomendado o uso de mais de um mtodo, para que atravs da interpolao de resultados de mtodos diferentes possa-se traar um modelo mais preciso. A seguir, ser feito um detalhamento dos mtodos supracitados, gravimetria e magnetometria, respectivamente.

4.1 GRAVIMETRIA

A Gravimetria, do latim gravis = peso, e do grego = medida, se baseia na medio da gravidade e suas variaes que tem origem em diversas causas: a rotao e o achatamento da Terra, efeitos da Lua e do Sol, variaes de altitude entre os pontos de medida, efeitos da estrutura da crosta e manto superior, etc. 45Como se pode observar atravs da ilustrao na figura 4.1, a mudana de composio dos materiais em subsuperfcie acarreta em variaes de gravidade que podem ser medidas na superfcie. Uma variao da gravidade em um ponto chamada de anomalia gravtica. Atravs do estudo dessas anomalias podem-se elaborar modelos da estrutura em subsuperfcie. O problema que essas variaes so muito pequenas, que s podem ser medidas com aparelhos especiais, os gravmetros. O levantamento gravimtrico permite localizar, identificar e avaliar o potencial econmico de jazidas de minrios diversos, carvo, petrleo, sal, matria prima para indstria cermica e construo, etc..

Figura 4.1 Variao da gravidade com a composio do terreno. Fonte: LUIS(2005)

4.1.1 GRAVIDADE

Toda a base da gravimetria se baseia na lei da gravitao universal de Newton:

Considerando a terra como uma esfera, com raio R, e massa uniforme M, sem efeitos da rotao, pode-se deduzir:

Onde g a acelerao da gravidade. Porm, a terra no uma esfera, tampouco possui massa uniforme, portanto, ocorrem diversas variaes ao longo de sua superfcie. Mas tomando R como o raio mdio e M a massa calculada a partir da densidade media da terra, encontra-se um valor para g de aproximadamente 9,80 m/s.46A acelerao da gravidade medida em (m/s), porm, h outra unidade de medida mais conveniente para medir essas variaes que possuem uma ordem de grandeza muito pequena, que o Gal, 1Gal = 10-2m/s, e sua subunidade, miligal, 1mGal = 10-5m/s.

4.1.2 GRAVMETROS

A medio da gravidade se baseia na lei de Hooke. Como se observa na figura 4.2, pode-se calcular a variao da gravidade em funo da variao s:

Para levantamentos prticos, s tem que ser medido com uma preciso de 10-8, utilizando aparelhos especificos, como o gravimetro da imagem 4.3

Figura 4.2 Variao da gravidade obtida a partir da distenso de uma mola Fonte: (LUIS, 2005)

47

Figura 4.3 Gravmetro Fonte: http://www.iag.usp.br/geofisica/graduacao/m%C3%A9todos-geof%C3%ADsicos

Esses aparelhos so muito sensveis, precisam de cuidados especiais para sua acomodao e transporte. O interior do gravmetro termostatizado, ou seja, sua temperatura mantida constante, pois como seu funcionamento se baseia na distenso da mola, variaes de temperatura poderiam causar variaes do comprimento da mola, que poderiam causar medies incorretas.

4.1.3 LEVANTAMENTOS GRAVIMTRICOS

A RESOLUO - PR no 22, de 21-07-83, estabelece normas e especificaes para os levantamentos gravimtricos, como segue no quadro a seguir.48

Fonte: http://www.ibge.gov.br/home/geociencias/geodesia/pdf/bservico1602.pdf

Esses levantamentos so desdobrados em: Alta Preciso, Preciso E Para Fins De Detalhamento. Os levantamentos de Alta Preciso, Fundamental ou 1 Ordem, tm por finalidade prover valores de controle para a acelerao da gravidade nos trabalhos regionais e locais, desenvolvem-se em circuitos, com estaes espaadas, preferencialmente de, no mximo, 100 km ou a uma distncia que permita um tempo de retorno s adjacentes, inferior a 48 horas. Os levantamentos de preciso ou regional so apoiados nas estruturas decorrentes dos levantamentos de Alta Preciso, destinando-se ao atendimento das necessidades regionais. Os levantamentos Para Fins De Detalhamento, desenvolvidos em circuitos ou linhas, visam a descrio do campo gravitacional de forma exaustiva, em reas limitadas. Os resultados destes levantamentos se expressam, normalmente, na forma de sua representao em iso-anmalas.49Cada levantamento feito com prvia determinao de um circuito, onde necessrio o retorno estao inicial, para se avaliar a deriva instrumental, que so as mudanas no comportamentos elstico do gravmetro, que pode indicar medies diferentes para um mesmo ponto em momentos diferentes.4.1.4 CORREES DAS MEDIDAS

4.1.4.1 Deriva instrumental

Os gravmetros sofrem variaes em suas condies elsticas resultando em leituras distintas para um mesmo ponto em diferentes instantes. Alm disso, as condies ideais de operao precisam ser constantemente verificadas de modo a tornar os resultados do levantamento homogneos (FERREIRA, 2007). Existem dois tipos de deriva instrumental: a deriva esttica e a deriva dinmica. A deriva esttica ocorre quando o gravmetro permanece parado em um ponto por mais de uma hora, devendo-se fazer duas leituras nesse ponto, uma no momento que o aparelho deixado sobre o ponto, e outra quando retirado. A diferena entre essas leituras, LE , deve ser somado a todas as medies feitas aps este ponto.A deriva dinmica ocorre com a variao das propriedades elsticas do gravmetro devido ao transporte, para determinar seu valor, a ltima medida feita no ponto inicial, calculado a diferena entre as leituras, LD , considerado o tempo total do levantamento Tt, menos o tempo da deriva esttica TE, calculando-se assim a razo

Considera-se que a deriva dinmica linear, assim, deve ser feita a correo de todas as medidas aferidas de acordo com o tempo.4.1.4.2 Correo luni-solar

50As mars terrestres, tal como as suas congneres marinhas, fazem com que a elevao do ponto de observao varie. Enquanto que no caso marinho a amplitude da variao pode ir desde menos de 1 m at quase dezena de metros, no caso continental as variaes atingem no mximo alguns cm. As variaes da gravidade devidas mar terrestre tm um mximo de amplitude de aproximadamente 3 gu e um perodo prximo de 12h. Os efeitos de mar podem ser calculados e existem tambm sob a forma de tabelas publicadas na imprensa geofsica (LUIS, 2005).

4.1.4.3 Correo de latitude

A gravidade varia em funo da latitude porque a figura da Terra no perfeitamente esfrica. Devido a este fato, a fora centrfuga a que est sujeito um corpo sua superfcie decresce desde um valor mximo no equador at zero nos polos (LUIS, 2005). Pode-se relacionar a gravidade com a latitude atravs da formula de Clairaut:

O valor de uma previso do valor da gravidade ao nvel do mar, e deve-se subtrair do valor observado para encontrar a correo de latitude.

4.1.4.4 Correo de ar-livre

A correo de ar livre leva em considerao o decrscimo da gravidade com a altura, desconsiderando a massa de rocha de rocha que h entre a altura do ponto e o nvel de referencia. Para um ponto que dista uma distancia h do nvel de referencia, o valor da correo de Mar dado por , com h em metros e Cal em mGal. A correo positiva para pontos situados acima do nvel de referencia, e negativa para pontos situados abaixo.4.1.4.5 Correo de bouguer

A correo de bouguer vem preencher a lacuna da correo de ar-livre, e considera a massa de rocha entre a estao e o nvel de referncia, aproximando-a como uma placa finita. Dessa forma, sendo a densidade da rocha, o valor da correo dado por , com h em metros e Cb em mGal. a correo de bouguer deve subtrada do valor medido, j a influencia das rochas contribui para o aumento da gravidade.

51

4.1.4.6 Correo topogrfica

A correo de bouguer considera uma placa plana ao redor do ponto, mas isso nem sempre acontece, h a possibilidade do terreno ser irregular. Para corrigir isso, h outro tipo de correo, a correo de terreno. A partir da figura 4.4 (c), percebe-se que a parte a foi considerada na correo bouguer, mas ela na verdade no existe. Para fazer a correo de terreno, necessrio um completo mapeamento do terreno e utilizao de mtodos matemticas que indicaro o valor de correo.

Figura 4.4 (a) Correo de ar livre de uma observao situada a uma altura h acima do datum. (b) Correco de Bouguer. (c) Correco de Terreno Fonte: (LUIS, 2005)

A anomalia de bouguer completa, leva em considerao a correo de ar-livre, correo de bouguer e correo de topografia.

4.1.5 INTERPRETAO

Recapitulando o conceito de corpo casual, considera-se esse, uma unidade rochosa de densidade diferente das rochas vizinhas, produzindo uma anomalia gravtica. A interpretao de dados gravimtricos pode variar desde a simples interpretao de anomalias, at a elaborao de modelos 2D e 3D, dependendo da finalidade do projeto.52Um passo inicial interpretao de um levantamento seria a separao entre anomalias regionais e locais.

Figura 4.5 Separao entre anomalias regionais e locais Fonte: (LUIS, 2005)

Observa na imagem 4.5 que a anomalia regional seria a tendncia do perfil geral, sendo sobreposta por anomalias residuais, ou locais. A separao entre regionais e locais, depende da escala do problema. Como, geralmente, o que interessa so as anomalias locais, podem ser utilizadas tcnicas para remoo das regionais, que podem ser filtros de frequncia.53A figura 4.6 refora o conceito de separao entre anomalias regionais e locais.

Figura 4.6 Anomalias regionais e locais Fonte: http://www.cartografica.ufpr.br/home/wp-content/uploads/2012/03/Grav_Teoria.pdf

54 importante reforar a ideia da ambiguidade de interpretao, uma mesma anomalia pode ter diferentes solues. Na imagem 4.7 v-se que uma anomalia pode interpretada como dois modelos diferente, onde rochas de diferentes densidades mas de dimenses diferentes poderiam provocar o mesmo efeito.

Figura 4.7 Ambiguidades na interpretao Fonte: (LUIS, 2005)

Outro fator que pode dar bastante informao,so os pontos de inflexo dos grficos das anomalias, onde a localizao destes pontos no grfico, podem indicar a tendncia de forma do corpo casual, como mostra a figura 4.8

Figura 4.8 Pontos de Inflexo Fonte: (LUIS, 2005)

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4.2 MAGNETOMETRIA

Magnetometria a rea da Geofsica que utiliza as medies do campo geomagntico e tenta a partir delas inferir a distribuio de minerais com propriedades magnticas distintas em subsuperfcie. Atravs deste mtodo, rochas com significativas quantidades de materiais magnticos, e/ou objetos com origem humana que provocam anomalias magnticas podem ser identificados. O magnetismo uma caracterstica intrnseca da matria. Os tomos possuem estruturas que se assemelham a um im, chamados de dipolos magnticos. Quando um material colocado num campo magntico ele pode adquirir uma magnetizao na direo do campo, a qual desaparece quando o material retirado do desse campo. Este fenmeno designado por magnetizao induzida, e resulta do alinhamento dos dipolos magnticos elementares do material. Como resultado deste alinhamento, o material exibe uma distribuio de polos superfcie que corresponde s extremidades dos dipolos (LUIS, 2005). Porm, nem sempre esse campo desaparece quando o campo externo cessado. Essa a chamada magnetizao remanente. A facilidade com que um material magnetiza chamada de susceptibilidade magntica, e varia de acordo com a composio e estrutura cristalina do material. A susceptibilidade magntica inversamente proporcional temperatura, pois dentro do cristal, a fora magntica compete com a temperatura. Isso se d pelo fato do alinhamento dos dipolos elementares ser dificultado quando h uma maior agitao molecular, que justamente o conceito de temperatura. Existe uma temperatura limite para cada material, chamada de temperatura de Curie, onde o material perde todas as suas propriedades magnticas devido grande agitao molecular.No processo de formao das rochas gneas, o magma ou lava que se encontra a temperaturas em torno de 1400C, que geralmente est muito acima da temperatura de Curie dos constituintes das rochas, comea a esfriar, e ao chegar em 800C comeam a ser formados cristais. A essa temperatura, o campo magntico terrestre j pode competir com a temperatura, alinhando esses cristais. Quando a rocha se solidifica, possui um campo gerado por esse alinhamento e que ir se sobrepor ao campo magntico terrestre, provocando anomalias magnticas.56

4.2.1 O CAMPO GEOMAGNTICO

As anomalias magnticas so efeitos localizados sobrepostos ao campo magntico da Terra. Por isso preciso conhecer bem o campo geomagntico para se poder fazer as redues a um datum e poder interpretar as anomalias. O campo geomagntico geometricamente mais complicado que o campo gravtico e exibe uma variao irregular em orientao e intensidade com a latitude, longitude e o tempo (LUIS, 2005). Acreditava-se que o campo geomagntico era proveniente de materiais magnetizados no interior da terra. Porem, descobriu-se que a temperatura nas camadas internas do planeta muito maior que a temperatura de Curei, dessa forma, seria impossvel existir materiais magnetizados. A teoria que melhor explica modelo de dnamo, que atribui a existncia do campo magntico s complexas movimentaes do ncleo liquido, produzindo pelo atrito corrente eltrica, gerando o campo magntica que se observa no planeta.O modelo matemtico que descreve o campo geomagntico o IGRF (Intenational Geomagnetic Reference Field), esse modelo utilizado nos levantamentos magnticos.4.2.2 LEVANTAMENTO MAGNETOMTRICO

Os equipamentos utilizados para medio do campo magntico so denominados magnetmetros. Existem diversos tipos, mas todos possuem basicamente a mesma estrutura: um sensor magntico e uma unidade eletrnica para converso das medidas. O que difere um equipamento do outro, o tipo de sensor utilizado, podendo ser qunticos ou indutivos.A realizao do levantamento pode ser feito basicamente de trs formas: levantamento pedestre, levantamento areo e levantamento marinho. O levantamento pedestre consiste na cobertura da rea de estudo por um operador portando o aparelho. importante salientar os cuidados que se deve ter para evitar proximidades com objetos metlicos, como veculos, acessrios do operador, entre outros. Os levantamentos areos e marinhos so feitos por aeronaves e navios, respectivamente, nesse caso, o efeito do metal desses transportes deve ser compensado com bobinas.57O levantamento deve formar uma malha, ou seja, deve ser realizado inicialmente em linhas em uma determinada direo, posteriormente, em linhas perpendiculares, as medidas devem ser realizadas nos pontos de interseo dessa malha, como mostra a figura 4.9.

Firgura 4.9 Malha de um levantamento Magnetomtrico Fonte: (LUIS, 2005)

4.2.3 CORREES DAS MEDIDAS

Uma zona mais externa da atmosfera, chamada de ionosfera, possui camadas condutoras de eletricidade, devido ionizao do oxignio e nitrognio pela ao da radiao solar. Isso implica que ocorre uma diferena de potencial entre a parte do globo que est recebendo essa radiao e a outra parte, gerando correntes eltricas que produzem um campo magntico que vem a interferir no campo geomagntico. Essa variao chamada de variao diurna. Quando feito um levantamento magnetomtrico, todas as medidas devem ser reduzidas a um mesmo tempo, para isso, uma estao base deve ser medida periodicamente para se calcular o valor dessa variao diurna e assim corrigir as outras medidas reduzindo-as a um mesmo tempo.A depender da extenso do levantamento realizado, outro fator a ser considerado a topografia da rea, considerando que o campo magntico varia com a altitude. Por isso, em grandes reas de estudo, deve-se utilizar tcnicas mais complexas que modelaro esses fatores.

4.2.4 ANOMALIAS MAGNTICAS

58As rochas ou resduos humanos localizados em subsuperfcie, provocam anomalias que se sobrepem ao campo geomagntico. Um agravante que nesse caso, ao contrrio da gravidade, o campo magntico um vetor, e varia em modulo e direo.

Figura 4.10 Anomalias magnticas Fonte: (LUIS, 2005)

Como se pode observar na figura 4.10(a), o campo B pode ser decomposto em duas componentes, H e Z sendo assim,

Sobrepondo uma anomalia que causa uma variao no campo, que possui uma componente vertical e faz um ngulo com H, vai provocar uma variao de em H, dada por Da figura 4.10(b)

As variaes j so muito pequenas, ento se pode considerar os termos desprezveis. Assim encontra-se que

Atravs dessa equao pode-se aproximar o valor da anomalia de um polo magntico.

4.2.5 INTERPRETAO DE RESULTADOS

A interpretao dos dados da magnetometria segue a mesma ideia da gravimetria, e possui o mesmo problema da ambiguidade resultados. Da mesma que no mtodo anterior, so separadas as anomalias locais, para serem estudas isoladamente, como mostra a figura 4.11.59

Figura 4.11 Anomalias regionais e locais Fonte: http://www.cartografica.ufpr.br/docs/FRANCISCO/Mag_Teoria.pdf

Modelos 2D (figura 4.12) e 3D (figura4.13) podem ser construdos para facilitar a visualizao dos resultados.

60Figura 4.12 Modelo 2D Fonte:http://www.cartografica.ufpr.br/docs/FRANCISCO/Mag_Teoria.pdf

Figura 4.13 Modelo 3D Fonte: http://w3.ualg.pt/~jluis/files/folhas_cap2.pdf

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6 ESTUDO DE CASO

As crateras implicam um risco potencial para a segurana humana e pode causar danos em vrias reas da infra estrutura, como construo de fundaes, estradas, linhas eltricas e campos agrcolas, isso implica um investimento significativo em trabalhos de reparao e manuteno dos solos. Atravs do estudo do solo pela aplicao de mtodos de prospeco indireta como a tomografia de eletrorresistividade e o Ground Penetration Radar(GPR), pode-se obter informaes acerca da formao geolgica, da morfologia e dimenses da estrutura. Devido ao risco inerente associado s crateras, a aplicao de diferentes tcnicas geofsicas para o mapeamento dos solos afetados por crateras se faz necessrio. O uso dessas tcnicas aliado s informaes geolgicas permite localizar, avaliar e dimensionar crateras e cavidades presentes no solo. Por conta do risco segurana que pode ser gerado pelas crateras, o trabalho tem como objetivo verificar a existncia e as caractersticas das cavidades e galerias no interior do solo. Bem como avaliar o risco de formao de crateras, aplicando a combinao de tcnicas geofsicas, GPR e a tomografia de eletrorresistividade. O estudo fornece resultados muito satisfatrios, pois o uso desses mtodos na avaliao dos riscos geotcnicos bastante adequado no que se refere a localizao e dimensionamento de galerias, tendo como dificuldade a profundidade limitada dos mtodos utilizados. Este estudo apresenta uma metodologia que foi aplicada pela primeira vez para a rea de estudo do solo que foi a utilizao de dois mtodos geofsicos em sua anlise e os resultados obtidos podem ser uteis para definir a estratgia de pesquisa para estudos semelhantes.

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CONCLUSO

Com este presente trabalho, verificou-se a importncia dos mtodos indiretos de sondagens no estudo do solo. Foi apresentado de cada mtodo suas peculiaridades, vantagens e desvantagens, bem como sua aplicabilidade. A distino entre as particularidades dos mtodos ativos e potenciais ficou evidente. Os mtodos ssmicos, assim como os mtodos eltricos, necessitam de uma fonte de energia que ir testar as propriedades do terreno que se quer investigar. As medies so feitas com aparelhos especficos para cada caso. Nos mtodos potenciais, no h a necessidade de fontes externas de energia esses mtodos se baseiam apenas na leitura direta das propriedades especificas dos materiais. Porem o que se observou em comum em todos os mtodos, foi o cuidado especial com o tratamento dos dados. Cada mtodo possui uma tcnica para correo de erros e interferncias, a fim de manter um trabalho confivel, dentro dos limites de aceitao. Todos os mtodos se baseiam em tcnicas geofsicas que foram adaptadas, em certos casos, para a engenharia especificamente, mas tendo uma aplicabilidade que abrange desde o estudo de pequenas reas, at a modelagem do prprio planeta.

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