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Estudo do Levantamento Aerogeofísico do
Estado do Rio de Janeiro na Região dos Lagos.
Rio de Janeiro, RJ – 2007
Observatório Nacional
Ministério da Ciência e Tecnologia
Pós-Graduação Em Geofísica
Curso Doutorado
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Observatório Nacional
Ministério da Ciência e Tecnologia
Programa de Pós-Graduação em Geofísica
Curso de Doutorado
1
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Observatório Nacional
Ministério da Ciência e Tecnologia
Pós-Graduação em Geofísica
Curso Doutorado
Estudo do Levantamento Aerogeofísico do
Estado do Rio de Janeiro na Região dos Lagos - Brasil
Doutorando: José Ribamar Silveira da Silva
Orientador: Prof. Dr. Jean-Marie Flexor
Rio de Janeiro, RJ – 2007
2
“... Bestiais como sempre, carnais, egoístas como sempre, interesseiros e obtusos como desde sempre
o foram, mas sempre em luta, sempre reafirmando e sempre retomando seus os passos pelo caminho
iluminado pela luz; quase sempre claudicantes, perdendo tempo, desviando-se, retardando-se,
voltando a traz, mas nunca seguindo um outro caminho.”
A Rocha
T. S. Eliot
“Keep Walking”
Johnnie Walker
3
Agradecimentos
Agradeço primamente a Deus, pela graça de me ter conduzido através de todos os caminhos
percorridos até chegar neste momento tão esperado;
Gostaria de externar meus sinceros agradecimentos à Coordenação de Aperfeiçoamento de
Pessoal de Nível Superior (CAPES) e ao Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e
Tecnológico (CNPq) pelo suporte financeiro; ao Serviço Geológico do Brasil (CPRM) e ao
Departamento de Recursos Minerais (DRM), pela cessão dos dados geofísicos e geológicos utilizados
nesta pesquisa. Ao Observatório Nacional pelo apoio institucional, bem como pela ajuda de todos os
seus pesquisadores e técnicos;
Gostaria de dedicar especial agradecimento ao meu amigo e orientador, Prof. Dr. Jean-Marie
Flexor, cuja dedicação e empenho sempre me foram dispensados com tanto carinho e foram muito
importantes para minha formação profissional;
Aproveito para agradecer à Universidade de Leeds, Departamento de Ciências da Terra e a
GETECH, através do Prof. Dr, James Derek Fairhead, que muito me auxiliou no melhor entendimento e
4
compreensão das técnicas aplicadas, bem como ao meu amigo Simon Williams, pelo acompanhamento
durante o ano naquela Universidade;
Agradeço também a meus pais, pela paciência e carinho. Aos amigos que me suportaram em
tatos momentos difíceis: Andrea, Carlos, Marco e Paola;
Agradecimentos aos meus amigos do RAI, Bampa, Denise, Fernando, Igor, Ingrid, Jayme,
Patrícia, Quintão, Renata, Sérgio e Tiago, pela paciência e ajuda, sobretudo nos últimos tempos;
Finalmente, mas não com menos importância, gostaria de agradecer meus amigos Maurício
Soares, Helena Moreira e Ronaldo Borba, pela ajuda, sem os quais a etapa final teria sido muito difícil.
5
Resumo
Com seus 43.910 km
2
o território do estado do Rio de Janeiro apresenta características muito
peculiares devido à sua topografia. O estado é basicamente uma estreita faixa de terra com mais de
630 km de limite com o Oceano Atlântico e com todas as suas bacias hidrográficas voltadas para o
oceano. Sendo assim, todo o curso d’água do Estado é bastante influenciado pelo relevo e pela
proximidade com o oceano. As áreas junto ao litoral, como o caso da Região dos Lagos, são formadas
por praias, dunas, manguezais, enseadas, baías e sistemas lagunares.
A área usada como foco deste trabalho, conhecida como Região dos Lagos, situa-se no
território do Estado do Rio de Janeiro e apresenta características muito peculiares devido à sua
topografia. O território é basicamente uma estreita faixa de terra com mais de 630 km de limite com o
Oceano Atlântico, e com todas as suas bacias hidrográficas voltadas para o oceano. Sendo assim, o
seu padrão de drenagem é fortemente influenciado por estruturas do relevo e pela proximidade com o
oceano. A área total possui 1.981 km
2
, sendo que 257 km
2
são formados pelas lagoas de Maricá,
Araruama, Saquarema, Jaconé, Jacarepiá, Vermelha e Juturnaíba.
6
Neste trabalho foram utilizadas as folhas geológicas Rio Bonito, Silva Jardim, Morro de São
João, Barra de São João, Saquarema, Araruama, Cabo Frio e Farol do Cabo, em escala 1:50.000,
perfazendo uma área total de 1
o
x 30’, fornecidas pela CPRM (Comissão Nacional e Pesquisa de
Recursos Minerais) numa versão de 2001.
No presente estudo foram utilizados dados aerogeofísicos - magnetometria e espectrometria
gama - para investigar o arcabouço estrutural e as feições geomorfológicas nos terrenos que abrangem
a Região dos Lagos do Estado do Rio de Janeiro. Numa etapa posterior foi realizada a integração da
informação geofísica e geológica existentes com imagens LANDSAT e modelo digital de terreno a fim
de gerar uma base de informações que possam orientar a execução de estudos futuros.
Para a realização deste projeto, foram utilizadas técnicas de integração de dados
aerolevantados – magnetometria e espectrometria gama – para estudar o arcabouço estrutural e os
processos superficiais dos terrenos que abrangem a Região dos Lagos. Em seguida, estes dados
foram integrados à imagens LANDSAT – TM e ao modelo digital de terreno.
A interpretação combinada de dados magnéticos e radiométricos forneceu uma visão confiável
sobre as estruturas encontradas em superfície e em subsuperfície. Os dados radiométricos
apresentaram forte correlação com a geologia superficial na área de embasamento exposto,
considerando que os dados magnéticos enfatizam as estruturas em subsuperfície. A combinação do
Modelo Digital de Terreno com a Imagem Landsat também permitiu uma boa percepção da geometria
dos corpos e, assim, ajudou na interpretação destes com a utilização das técnicas aplicadas.
A interpretação qualitativa dos dados aeromagnéticos da área de estudo foi realizada com o
uso do mapa magnético realçado com o objetivo de se localizar as principais estruturas geológicas.
Estes produtos de realce incluíram a aplicação de técnicas de redução ao Pólo, derivadas vertical e
horizontal, e de sinal analítico.
As anomalias magnéticas associadas com falhas/diques presentes na área foram mapeadas
com sucesso pelas técnicas de realce utilizadas. A interpretação qualitativa sugeriu que podem existir
outros elementos estruturais não mapeados no mapa geológico oficial, os quais podem ser
importantes. Estes lineamentos foram observados também através da aplicação das técnicas de
Análise Espectral e da Deconvolução de Euler. Estas feições podem indicar a existência de zonas de
falhas, ou ainda, alinhamentos de rochas ígneas, orientadas principalmente na direção NE-SW.
7
As informações trazidas pelas ferramentas geofísicas utilizadas permitiram a elaboração de um
mapa de contorno, o qual pode fornecer uma base para futuras avaliações da área. Uma vez que
novas informações sobre a geologia local estão disponíveis, cria-se a possibilidade de refinamento de
futuras interpretações através da identificação de novas feições litológicas, não descritas no atual mapa
geológico, porém mapeadas através das ferramentas geofísicas.
8
Abstract
With its 43.910 km2 territory, the state of Rio de Janeiro presents very peculiar characteristic
due to its topography. The state is basically a narrow land band with that extends more than 630 km and
has a boundary with the Atlantic Ocean; all its hydrographic basins are directed towards the ocean.
Being thus, all the water course of the State are influenced by the relief and the proximity with the
ocean. The areas close to the coast, like the Lagos region are formed by beaches, dunes, swamp, bay,
bays and lake system.
The area used as focus of this work, known as Area of the Lakes, locates in the territory of the
State of Rio de Janeiro and it presents very peculiar characteristics due to your topography. The
territory is basically a narrow earth strip with more than 630 km of limit with Atlantic Ocean, and with all
your basins hidrográficas gone back to the ocean. Being like this, your drainage pattern is influenced
strongly by structures of the relief and for the proximity with the ocean. The total area possesses 1.981
km2, and 257 km2 are formed by the lakes of Maricá, Araruama, Saquarema, Jaconé, Jacarepiá,
Vermelha and Juturnaíba.
9
In this work were used the geological charts of Rio Bonito, Silva Jardim, Morro de São João,
São João Barra, Saquarema, Araruama, Cabo Frio and Farol do Cabo, in scale 1:50.000, with a total
area of 1o x 30 ', supplied by CPRM (National Commission and Research of Mineral Resources) in a
version of 2001.
In the present study were used aerogeofísicos data - magnetometria and gamma espectrometry
– as structural investigation of the geomorfologics features in the lands that embrace the Area of the
Lakes of the State of Rio de Janeiro. In a subsequent stage the integration of the geophysical and
geological information existent was accomplished with images LANDSAT and digital model of land in
order to generate a base of information that you/they can guide the execution of future studies.
For the accomplishment of this project, techniques of airborne data integration were used -
magnetometry and gamma ray espectrometry - to study the geologic structures and the superficial
processes of the lands that embrace the Lakes Region. After that, these data were integrated to images
LANDSAT - TM and to the digital model of terrain.
The combined interpretation of magnetic and radiometric data supplied a reliable vision on the
structures found in surface and in subsurface. The radiometric data presented strong correlation with
the superficial geology in the area of exposed basement, considering that the magnetic data emphasize
the structures in subsurface. The combination of the Digital Model of Land with the Landsat image also
allowed a good perception of the geometry of the bodies and, like this, it helped in the interpretation of
these with the use of the applied techniques.
The qualitative interpretation of the magnetic data of the study area was accomplished with the
use of the magnetic map enhanced with the objective of being located the principal geological
structures. These products of enhances included the application of reduction to the Polo, flowed vertical
and horizontal derivatives, and of analytic signal.
The magnetic anomalies associated with present faults/dicks in the area were mapped with
success by the techniques of it enhances used. The qualitative interpretation suggested that other
structural elements cannot exist mapped in the official geological map, which can be important. These
alignments were also observed through the application of the techniques of Ghastly Analysis and of
Deconvolução of Euler. These features can indicate the existence of zones of faults or still, alignments
of igneous rocks, guided mainly in the direction NE-SW.
10
The information brought by the used geophysical tools they allowed the elaboration of a contour
map, which can supply a base for future evaluations of the area. Once new information on the local
geology are available, grows up the possibility of refinement of future interpretations through the
identification of new litologic features, not described in the current geological map, however mapped
through the geophysical tools.
11
Índice
1. INTRODUÇÃO...............................................................................................................................................22
2. CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO................................................................................................26
2.1. Localização e Acesso..............................................................................................................................26
2.2. Aspectos Fisiográficos.............................................................................................................................28
2.3. Aspectos Climáticos................................................................................................................................32
2.4. Aspectos Sócio-Econômicos...................................................................................................................33
3. BANCO DE DADOS DA ÁREA DE TRABALHO............................................................................................34
3.1. Geologia..................................................................................................................................................34
3.1.1. Aspectos Geológicos.....................................................................................................................34
3.1.2. Geologia Regional .........................................................................................................................35
3.1.3. Geologia Local...............................................................................................................................36
3.2. Levantamento Aerogeofísico...................................................................................................................46
3.2.1. Dados Aerogeofísicos Regionais...................................................................................................46
3.2.2. Dados Geofísicos da Área de Estudo............................................................................................53
3.3. Modelo Digital de Terreno (MDT) e Imagem LANDSAT..........................................................................60
3.4. Síntese da Metodologia Aplicada............................................................................................................66
12
4. ESPECTROMETRIA GAMA...........................................................................................................................69
4.1. Princípios da Radioatividade...................................................................................................................69
4.1.1. A Radioatividade............................................................................................................................69
4.1.2. Tipos de Decaimento Radioativo...................................................................................................71
4.1.3. A Natureza Estatística do Decaimento Radioativo.........................................................................72
4.1.4. Fontes Naturais de Radiação.........................................................................................................73
4.1.5. Desequilíbrio Radioativo................................................................................................................74
4.1.6. Interação da Radiação Gama com a Matéria ................................................................................75
4.1.7. Detecção Nuclear ..........................................................................................................................79
4.2. Fundamentos de Espectrometria Gama..................................................................................................80
4.2.1. Fontes de Radiação Gama............................................................................................................80
4.2.2. Geoquímica dos Radioelementos..................................................................................................81
4.2.3. Potássio.........................................................................................................................................81
4.2.4. Urânio (238U) ................................................................................................................................82
4.2.5. Tório (232Th).................................................................................................................................83
4.2.6. Distribuição dos Radioelementos nas Rochas...............................................................................84
4.2.7. Distribuição dos Radioelementos nos Solos..................................................................................85
4.2.8. Espectrometria da Radiação Gama...............................................................................................86
4.2.9. Geometria Fonte-Detector .............................................................................................................88
4.2.10. Medida da Radiação Gama...........................................................................................................90
4.2.11. Efeitos Ambientais.........................................................................................................................91
4.3. Espectrometria Gama Aérea...................................................................................................................92
4.3.1. Instrumentação..............................................................................................................................92
4.3.2. Aquisição .......................................................................................................................................93
4.3.3. Calibração......................................................................................................................................94
4.3.3.1. Vôo de Calibração a Grandes Altitudes....................................................................................94
4.3.3.2. Calibração no Solo....................................................................................................................94
4.3.3.3. Radiação de Fundo devido ao Radônio....................................................................................95
4.3.3.4. Monitoramento da Estabilidade Espectral.................................................................................95
4.3.3.5. Processamento de Dados e Procedimentos de Calibração......................................................95
4.3.3.6. Pré-processamento...................................................................................................................96
4.3.3.7. Correção de Tempo Morto........................................................................................................96
4.3.3.8. Calibração da Energia...............................................................................................................97
4.3.3.9. Correções da Radiação de Fundo e da Aeronave....................................................................97
4.3.3.10. Correção da Radiação de Fundo do Radônio...........................................................................98
4.3.3.11. Correção de “Stripping”.............................................................................................................98
4.3.3.12. Correção de Altura..................................................................................................................101
4.3.3.13. Nivelamento dos Dados..........................................................................................................101
4.3.4. Padronização e Retro-Calibração (“Back Calibration’’)................................................................102
4.3.4.1. Levantamentos com Instrumentos Não Calibrados.................................................................102
4.3.4.2. Aplicação da “retro-calibração” ...............................................................................................103
4.3.4.3. Apresentação dos Dados........................................................................................................103
4.3.5. Geração de Malhas Regulares....................................................................................................103
13
4.3.5.1. Geração de Malha Bi-direcional..............................................................................................104
4.3.5.2. Geração de Malha Utilizando Mínima Curvatura.....................................................................105
4.3.6. Representação dos Dados...........................................................................................................105
4.3.6.1. Mapa Ternário.........................................................................................................................105
4.3.6.2. Visão em Perspectiva..............................................................................................................106
4.4. Mapeamento de Fontes Naturais de Radiação.....................................................................................107
4.4.1. Fundamentos para o Mapeamento..............................................................................................107
5. MAGNETOMETRIA......................................................................................................................................111
5.1. O Campo Magnético..............................................................................................................................112
5.1.1. Indução Magnética.......................................................................................................................112
5.1.2. Magnetização...............................................................................................................................113
5.2. Campo Geomagnético...........................................................................................................................116
5.2.1. Anomalias Magnéticas da Crosta.....................................................................................................117
5.2.1.1. Anomalias do Campo Total..........................................................................................................117
5.2.1.2. Magnetização das Rochas................................................................................................................119
5.2.2. O Campo Geomagnético de Referência Internacional - IGRF.....................................................121
5.2.3. Variação Secular..........................................................................................................................122
5.3. O Campo Externo..................................................................................................................................122
5.4. Levantamentos Aeromagnéticos...........................................................................................................123
5.4.1. Processamento dos Dados..........................................................................................................125
5.4.1.1. Verificação e Edição dos Dados Brutos..................................................................................126
5.4.1.2. Correção de Paralaxe.............................................................................................................126
5.4.1.3. Correção da Variação Diurna..................................................................................................126
5.4.1.4. Correção do Campo Magnético Regional...............................................................................127
5.4.1.5. Nivelamento dos Dados..........................................................................................................128
5.4.1.6. Micronivelamento dos Dados..................................................................................................128
5.4.1.7. Visualização............................................................................................................................129
5.4.1.8. Transformações ......................................................................................................................129
5.4.1.8.1. Gradientes Horizontais.......................................................................................................131
5.4.1.8.2. Transformações de Fase....................................................................................................132
5.4.1.8.2.1. Redução ao Pólo Magnético.......................................................................................134
5.4.1.8.3. Sinal Analítico.....................................................................................................................136
5.4.1.9. Interpretação dos Dados Aeromagnéticos........................................................................................138
6. DETERMINAÇÃO DA PROFUNDIDADE DO EMBASAMENTO..................................................................141
6.1. A Análise Espectral na Interpretação de Dados Magnéticos.................................................................141
6.1.1. Descrição Matemática..................................................................................................................143
6.1.2. A rotina da Análise Espectral.......................................................................................................144
6.1.3. Tamanho da Janela.....................................................................................................................145
14
6.1.4. Caminhamento da Janela............................................................................................................147
6.1.5. Aplicação na Área de Estudo.......................................................................................................149
6.2. Deconvolução de Euler .........................................................................................................................150
6.2.1. Descrição Matemática..................................................................................................................151
6.2.1.1. Tamanho da Célula ..........................................................................................................................156
6.2.1.2. Tamanho da Janela de Amostragem................................................................................................157
6.2.1.3. Índice Estrutural................................................................................................................................161
6.2.2. A Redução ao Pólo e a Deconvolução de Euler..........................................................................167
6.2.3. O Sinal Analítico e a Deconvolução de Euler ..............................................................................168
7. RESULTADOS E DISCUSSÕES.................................................................................................................170
7.1. Dados Aerogamaespectrométricos .......................................................................................................171
7.1.1. Discussão dos Resultados...........................................................................................................177
7.2. Dados Aeromagnéticos.........................................................................................................................187
7.2.1. Campo Magnético Total...............................................................................................................187
7.2.2. Redução ao Pólo .........................................................................................................................190
7.2.3. Derivadas Vertical e Horizontal....................................................................................................190
7.2.4. Sinal Analítico..............................................................................................................................194
7.2.5. Discussão dos Resultados...........................................................................................................196
7.3. Estimativa da Profundidade do Embasamento......................................................................................201
7.3.1. Análise Espectral.........................................................................................................................201
7.3.2. Deconvolução de Euler................................................................................................................204
7.3.3. Discussão dos Resultados...........................................................................................................216
7.4. Mapa de Integração dos Resultados.....................................................................................................217
8. CONCLUSÕES............................................................................................................................................220
8.1. Discussões Finais..................................................................................................................................220
8.1.1. Dados Radiométricos e Magnéticos ............................................................................................221
8.1.2. Contribuição dos Dados Topográficos e da Imagem Landsat .....................................................224
8.1.3. Limitações dos Métodos de Interpretação...................................................................................224
8.2. Conclusões............................................................................................................................................225
8.3. Recomendações....................................................................................................................................227
9. BIBLIOGRAFIA ............................................................................................................................................228
15
Lista de Figuras
Figura 2.1 Localização da área de estudo – Região dos Lagos do Estado do Rio de Janeiro.
Figura 2.2 Recorte do Mapa de Unidades Geomorfológicas do Estado de Rio de Janeiro na área
da Região dos Lagos. Fonte: CPRM/DRM (2000).
Figura 3.1 Recorte do Mapa Geológico do Estado do Rio de Janeiro na área da Região dos
Lagos. Fonte: CPRM/DRM (2000).
Figura 3.2 Mapa magnético do campo total da parte do Estado do Rio de Janeiro, Meridiano -45º,
com indicação da área de trabalho – Fonte: CPRM.
Figura 3.3 Mapa de anomalias radiométricas (Contagem Total) da parte do Estado do Rio de
Janeiro, Meridiano -45º, com indicação da área de trabalho – Fonte: CPRM.
Figura 3.4 Mapa de anomalias de Urânio da parte do Estado do Rio de Janeiro, Meridiano -45º,
com indicação da área de trabalho – Fonte: CPRM.
Figura 3.5 Mapa de anomalias de Tório da parte do Estado do Rio de Janeiro, Meridiano -45º,
com indicação da área de trabalho – Fonte: CPRM.
Figura 3.6 Mapa de anomalias de Potássio da parte do Estado do Rio de Janeiro, Meridiano -45º,
com indicação da área de trabalho – Fonte: CPRM.
16
Figura 3.7 Posicionamento das linhas de vôo sobre a Região dos Lagos no Estado do Rio de
Janeiro (Fonte: CPRM).
Figura 3.8 Mapa magnético do campo total da Região dos Lagos – RJ.
Figura 3.9 Mapa de anomalias radiométricas (contagem total) da Região dos Lagos – RJ.
Figura 3.10 Mapa de anomalias de Urânio da Região dos Lagos – RJ.
Figura 3.11 Mapa de anomalias de Tório da Região dos Lagos – RJ.
Figura 3.12 Mapa de anomalias de potássio da Região dos Lagos – RJ.
Figura 3.13 Modelo digital de terreno da Região dos Lagos – RJ.
Figura 3.14 Imagem LANDSAT 7 ETM + Cena 217/76.
Figura 3.14 A Imagem LANDSAT 7 drapejada sobre o Modelo Digital do Terreno – Vista SW-NE.
Figura 3.14 B Imagem LANDSAT 7 drapejada sobre o Modelo Digital do Terreno – Vista SE-NW.
Figura 3.15 Fluxograma da metodologia utilizada.
Figura 4.1 Processos de espalhamento e absorção. (Modificado de International Atomic Energy
Agency, 2003).
Figura 4.2 Conteúdo de sílica versus média no conteúdo dos radioelementos. (Modificado de
Dickson e Scott, 1997).
Figura 4.3 Exemplo de séries de decaimento do U e Th e o K. (Modificado de International
Atomic Energy Agency, 2003).
Figura 4.4 Exemplo de espectro do fluxo de raios gama. (Modificado de International Atomic
Energy Agency, 2003).
Figura 4.5 Exemplo de espectros de K, U e Th – aerolevantados. (Modificado de International
Atomic Energy Agency, 2003).
Figura 4.6 Exemplo de espectro de raios gama em aerolevantamento. (Modificado de
International Atomic Energy Agency, 2003).
Figura 4.7 Concentração da fração de Rn emanada do solo. (Modificado de International Atomic
Energy Agency, 2003).
Figura 4.8 Exemplo de espectro de raios cósmicos. (Modificado de International Atomic Energy
Agency, 2003).
Figura 4.9 Espectros de espectro da aeronave. (Modificado de International Atomic Energy
Agency, 2003).
Figura 4.10 Espectros mostrando o efeito da interferência entre os canais de contagem do U, Th e
K e as janelas corrigidas utilizando as razões de “stripping”. (Modificado de
International Atomic Energy Agency, 2003).
17
Figura 5.1 Relação de suscetibilidade magnética de alguns minerais e rochas.
Figura 5.2 Figura ilustrativa de um levantamento aeromagnético.
Figura 5.3 Exemplo esquemático de uma anomalia magnética antes (A) e depois (B) de ser
reduzida ao Pólo.
Figura 5.4 Esquema do método do sinal analítico. As derivadas vertical e horizontal são
calculadas a partir da anomalia do campo total sobre um prisma e então combinadas
para a obtenção do valor absoluto do sinal analítico. As locações dos máximos e a
forma deste sinal podem ser usadas para encontrar as bordas dos corpos e a
correspondente estimativa de profundidades. (Modificado de Roest W. R. Verhoef J.
and Pilkington M. 1992).
Figura 5.5 Anomalias do campo total observadas quando a linha de vôo é perpendicular ao eixo
do corpo enterrado e seção cruzada perpendicular à página: (a) no pólo norte
magnético, (b) no equador e (c) na latitude magnética de 45º N. A anomalia é positiva
quando o campo do corpo enterrado reforça o campo da Terra e negativa quando se
opõe a este. (Dobrin and Savit, 1988).
Figura 6.1 Espectros obtidos a partir dos dados da área de estudo utilizando janelas de 20 km(a),
10km(b) e 5km(c).
Figura 6.2 Modelo de dipolo magnético (A), com inclinação, declinação e tamanho do grid
ajustados para aqueles da área de estudo, fonte anômala a 1000m e reduzido ao
Pólo. Espectros obtidos com janelas em diferentes posições: figura B - janela 1, figura
C - janela 2, figura D - janela 3, figura E - janela 4.
Figura 6.3 Gráfico mostrando o espectro de amplitude média logarítmica versus a freqüência,
obtido a partir dos dados magnéticos de área total de estudo.
Figura 6.4 Diagrama esquemático mostrando o movimento das janelas sobre uma anomalia
magnética e a formação de grupamentos de soluções.
Figura 6.5 Diagrama mostrando como o grupamento das soluções se comporta nas técnicas da
deconvolução de Euler convencional, estendida e solução combinada, também
chamada de solução “forçada”, para um modelo de contato. (Fairhead et al., 1994).
Figura 6.6 Representação do tamanho de janelas em relação à anomalia. Janelas muito grandes
“vêm” mais de uma anomalia; janelas muito pequenas “vêm” somente parte da
anomalia.
Figura 6.7 Localização da janela onde foram realizados os testes de tamanho de janelas.
Figura 6.8 Soluções obtidas a partir das janelas de 20 x 20 (A) e 10 x 10 (B), com índice
estrutural 3.
Figura 6.9 Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 0.
Figura 6.10 Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 1.
18
Figura 6.11 Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 2.
Figura 7.1 Mapa de anomalias radiométricas (contagem total) da Região dos Lagos – RJ com as
principais unidades geológicas sobrepostas.
Figura 7.2 Mapa de anomalias radiométricas (ternário) da Região dos Lagos – RJ com os
principais corpos d’água sobrepostos.
Figura 7.3 Mapa de anomalias de Urânio da Região dos Lagos – RJ.
Figura 7.4 Mapa de anomalias de Tório da Região dos Lagos – RJ.
Figura 7.5 Mapa de anomalias de potássio da Região dos Lagos – RJ.
Figura 7.6 Interpretação dos Dados Gama espectrométricos.
Figura 7.7 Descrição das Unidades Sedimentares associadas aos Padrões Radiométricos.
Figura 7.8 A Mapa de anomalias radiométricas do K drapejadas sobre o modelo digital de terreno –
vista NE-SW.
Figura 7.8 B Mapa de anomalias radiométricas do K drapejadas sobre o modelo digital de terreno –
vista NW-SE.
Figura 7.9 Mapa final de anomalias do campo magnético total da Região dos Lagos – RJ.
Figura 7.10 Mapa do campo magnético total reduzido ao Pólo da Região dos Lagos – RJ.
Figura 7.11 Mapa de derivada horizontal do campo magnético total da Região dos Lagos – RJ.
Figura 7.12 Mapa de derivada vertical do campo magnético da Região dos Lagos – RJ.
Figura 7.13 Mapa da Amplitude do sinal analítico do campo magnético total da Região dos Lagos
– RJ, com as principais drenagens sobrepostas.
Figura 7.14 Interpretação dos Dados Magnéticos – Direção NE-SW.
Figura 7.15 Interpretação dos Dados Magnéticos – Direção NW-SE.
Figura 7.16 Mapa da estimativa da profundidade do embasamento magnético utilizando uma
janela de 5km e um caminhamento de 2,5km.
Figura 7.17 Localização da janela para aplicação da técnica de Análise Espectral.
Figura 7.18 A Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 1.
Figura 7.18 B Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 1.
Figura 7.19 Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 1 e profundidade de 0 a 200 m.
19
Figura 7.20 Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 1 e profundidade de 200 a 300 m.
Figura 7.21 Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural1 e profundidade de 300 a 400 m.
Figura 7.22 Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 1 e profundidade de 400 a 500 m.
Figura 7.23 Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 1 e profundidade de 500 a 600 m.
Figura 7.24 Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 1 e profundidade de 600 a 700 m.
Figura 7.25 Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 1 e profundidade de 700 a 1000 m.
Figura 7.26 Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 1 e profundidade de 1000 a 1200 m.
Figura 7.27 Mapa de Contorno dos Resultados Obtidos a partir da Interpretação dos Dados
Radiométricos e Magnéticos.
20
Estudo do Levantamento Aerogeofísico do
Estado do Rio de Janeiro na Região dos Lagos - Brasil
21
1. Introdução
Levantamentos aeroradiométricos e levantamentos aeromagnéticos são de grande utilidade
para o mapeamento geológico e exploração de recursos minerais. Devido ao contínuo crescimento
econômico e à permanente busca por novos depósitos ou jazidas minerais, um número crescente de
métodos aerogeofísicos tem sido amplamente aplicado. Muitos pesquisadores têm usado com sucesso
a teoria de métodos semi-automáticos de interpretação como um meio rápido de estimar a
profundidade de estruturas a partir de dados de campo potencial (Hahn et al., 1976; Ofoegbu et al.,
1992).
Os métodos aerogeofísicos são empregados desde a década de 40. Eles forma utilizados
inicialmente no rastreamento de submarinos na II Guerra Mundial empregando um sistema de detecção
aeromagnético. No mesmo contexto histórico, a busca por urânio fez com que se desenvolvesse uma
técnica para o mapeamento geológico das ocorrências minerais, a radiometria aérea. Aproveitando-se
dessa vantagem característica e com o desenvolvimento dos detectores de radioatividade portáteis, a
exploração de urânio passou a ser executada utilizando-se unidades móveis de rastreamento terrestre.
22
O emprego de detectores de iodeto de sódio dopados com tálio, a utilização de analisadores
multicanais, a aquisição digital dos dados, com o subseqüente uso de computadores para
processamento, a evolução dos sistemas de detecção aeromagnéticos e o uso do sistema de
navegação e posicionamento por satélite (Global Positioning System - GPS) foram as grandes
mudanças que fizeram com que a geofísica aérea evoluísse nas últimas décadas (IAEA, 2003).
No Brasil, o primeiro levantamento aerogeofísico data do ano de 1953 e foi realizado pela
empresa Prospec (posteriormente Geomag) na região de São João del Rei, em Minas Gerais
(HILDEBRAND, 2004). Tratava-se de um levantamento onde foram empregadas as técnicas de
magnetometria e de espectrometria gama aérea, utilizando-se um cintilômetro, conduzido por uma
aeronave de asa fixa. O sistema era totalmente analógico, constituído por unidades eletromecânicas e
por uma infinidade de válvulas e outros dispositivos equivalentes.
A partir da década de 60, então, os dados geofísicos foram utilizados intensivamente como
ferramenta para auxiliar no mapeamento geológico (Moxham, 1960; Bates, 1962; Duval, 1977, 1983).
Pires et al (1989) efetuaram um estudo dos dados do Projeto Aerogeofísico Brasil-Canadá na área de
Crixas-Itapaci e mostraram que a análise estatística multivariada dos dados de U, Th, K, Contagem
Total, T/Th, U/K e Th/K representava uma ferramenta poderosa para auxiliar no mapeamento de áreas
geologicamente pouco estudadas.
Nos anos 80, o campo de aplicação dos aerolevantamentos foi ampliado com a transformação
dos dados dos aerolevantamentos em imagens digitais e sua integração com outros tipos de dados,
como RADARSAT e LandSat-TM, através de sistemas de processamento digital de imagens.
Nos últimos anos, ocorreram avanços significativos no processamento de dados radiométricos
aerolevantados. Técnicas de processamento multicanal como a decomposição ruído-ajustado de valor-
singular - NASVD (Grasty, 1997), e fração de ruído mínimo - MNF (Green et al., 1988), resultaram em
uma melhoria substancial na qualidade dos dados. Estas técnicas usam informação contida em todo o
espectro dos 256 canais para reduzir as incertezas na estimativa da concentração de potássio, urânio e
tório.
A espectrometria-gama é uma ferramenta para o mapeamento geológico bem como para a
localização e caracterização de contaminantes ambientais radioativos (Jaques et. al., (1997), Dickson
et. al. (1997)). Teores de urânio, tório e potássio variam consideravelmente nos materiais geológicos;
entretanto, concentrações ou empobrecimentos seletivos destes elementos estão sempre associados a
determinados processos geológicos. Sabe-se que os dados gamaespectrométricos permitem medir a
23
distribuição dos elementos radioativos naturais da crosta terrestre através da radiação gama emitida
pelo decaimento do urânio, tório e potássio-40. Estudos recentes (Dickson et al., 1996) mostraram que
há uma relação entre as concentrações daqueles radioelementos numa grande variedade de rochas e
os processos de intemperismo, erosão e sedimentação.
Medidas de anomalias magnéticas têm sido usadas para exploração mineral, particularmente
na procura de ouro, petróleo, diamantes e etc. (Tarlowski, et. al. (1997), Gunn (1997)). Dados
magnéticos são freqüentemente obtidos com a utilização de aeronaves que podem cobrir grandes
áreas em pouco tempo, resultando em grandes quantidades de dados que requerem processamento.
As informações trazidas pelos mapas aeromagnéticos podem ser realçadas a fim de permitir uma
melhor localização das fontes magnéticas anômalas associadas às estruturas geológicas.
Uma ferramenta que desempenha um papel importante na estimativa da posição e
profundidade das fontes magnéticas é a Análise Espectral. Esta técnica tem sido usada largamente
para a estimativa da profundidade do embasamento magnético (Spector & Grant, 1970; Ofoegbu &
Onuoha, 1991;), e representa um método relativamente rápido na detecção da estimativa da
profundidade do embasamento magnético em levantamentos geológicos em áreas de bacias
sedimentares.
Outra ferramenta utilizada com esta mesma finalidade é a Deconvolução de Euler. Esta
ferramenta pode ajudar o intérprete na indicação de porções de interesse nos dados utilizados, os
quais podem ser modelados em detalhe. Essa técnica não assume nenhum modelo geológico
particular, mas usa um conjunto de distribuições magnéticas elementares (pólos, dipolos, ...) como
fonte das anomalias. Esta metodologia foi primeiramente discutida por Hood (1963) e desenvolvida
mais adiante por Thomson (1982) e Reid et. al. (1990), e tem sido aplicada com sucesso não só na
interpretação de dados magnéticos convencionais, mas também recentemente em dados de alta
resolução, fornecendo a estimativa da profundidade e posição das fontes magnéticas (Peirce et al.,
1998; Johnson, 1998). A principal razão para esse sucesso é que este método é insensível às
distorções do campo causadas pela magnetização remanescente das fontes, além de não ser
necessário um conhecimento prévio das fontes magnéticas anômalas. É preciso, porém, inferir um
parâmetro chamado de índice estrutural (n), que especifica o tipo de fonte magnética implicitamente
empregada no método, ou seja, o modelo de interpretação implicitamente usado. A qualidade dos
resultados obtidos com a aplicação desta metodologia pode ser suficiente para uma primeira
aproximação, indicando para o intérprete o modelo mais realista das anomalias encontradas.
24
Com a integração digital dos dados de diferentes origens, pode-se buscar correlações
espaciais entre variáveis distintas, sendo uma alternativa mais adequada à análise e extração de
informações, particularmente as de interesse geológico (Aarnisalo, 1984; Gaál, 1988; Harris et al, 1990;
Almeida Filho, 1995, entre outros).
Dias e Paradella (1997) apresentaram um estudo da integração digital de dados gama
espectrométricos e imagens LandSat-TM através da transformação IHS (Intensidade, Matiz, Saturação)
no mapeamento geológico na Serra dos Carajás (Pará). Esta integração permitiu o realce das relações
espaciais entre morfologia do terreno e radioatividade do substrato que são indicadores da distribuição
de unidades litológicas, estruturas e tipos de rochas. Verificou-se, assim, que os dados gama
espectrométricos integrados com imagens LandSat-TM favorecem a separabilidade de unidades
litoestratigráficas, principalmente entre rochas de natureza ácidas e metassedimentares.
A área foco deste trabalho situa-se no território do Estado do Rio de Janeiro e apresenta
características peculiares devido à topografia. O território é basicamente uma estreita faixa de terra
com mais de 630 km limitando o Atlântico, e com todas as suas bacias hidrográficas voltadas para o
oceano. Sendo assim, o seu padrão de drenagem é fortemente influenciado por estruturas do relevo e
pela proximidade com o oceano. A área total possui 1.981 km
2
, sendo que 257 km
2
são formados pelas
lagoas de Maricá, Araruama, Saquarema, Jaconé, Jacarepiá, Vermelha e Juturnaíba.
No presente estudo serão utilizados dados aerogeofísicos - magnetometria e espectrometria
gama - para investigar o arcabouço estrutural e as feições geomorfológicas nos terrenos que abrangem
a Região dos Lagos do Estado do Rio de Janeiro. Numa etapa posterior será realizada a integração da
informação geofísica e geológica existentes com imagens LANDSAT e modelo digital de terreno a fim
de gerar uma base de informações que possam orientar a execução de estudos futuros.
25
2. Caracterização da Área de Estudo
2.1. Localização e Acesso
A Região dos Lagos, mostrada na figura 2.1, encontra-se localizada a sudeste do Estado do
Rio de Janeiro, e é delimitada por uma linha imaginária que passa pelas cidades de Saquarema, São
Vicente de Paula e Barra de São João, tendo como limites Sul e Leste o Oceano Atlântico. A área de
investigação está compreendida entre as latitudes 22º30’S e 23ºS e longitudes 41º45’W e 42º45W,
cobrindo uma superfície total de aproximadamente 5.000 m
2
, estando localizada nas cartas
topográficas, IBGE – 1:50000, de Rio Bonito (folha SF-23-Z-B-V-2), Silva Jardim (folha SF-23-Z-B-VI-
1), São de Morro João (folha SF-23-Z-B-VI-2), Barra de São João (folha SF-24-Y-A-IV-I), Saquarema
(folha SF-23-Z-B-V-4), Araruama (folha SF-23-R-IV-3), Cabo Frio (folha SF-23-Z-B-VI-4) e Farol do
Cabo (folha SF-24-Y-A-IV-3).
O acesso às sedes municipais se faz a partir de Niterói através da Rodovia Amaral Peixoto
(RJ-106), Via Lagos (RJ-124) e pela BR-101.
26
N
N
N
E
E
E
W
W
W
S
S
S
Figura 2.1 – Localização da área de estudo – Região dos Lagos do Estado do Rio de Janeiro
Fonte (Imagens): Google Earth
2.2. Aspectos Fisiográficos
A Superfície Aplainada da Região dos Lagos consiste numa depressão marginal entre a Lagoa
de Araruama e as planícies costeiras associadas e a escarpa da serra de Macaé, estando adjacente à
baixada do rio São João. Esse domínio é marcado por pequenas drenagens em direção à lagoa de
Araruama ou em direção ao rio São João. Toda a bacia do rio Una que converge diretamente para o
oceano também se localiza nesse relevo. O relevo dominante de colinas baixas é gradativamente
substituído, em direção ao norte e ao leste, por colinas isoladas, morrotes e morros baixos isolados e
pequenos alinhamentos serranos isolados em meio às planícies fluviais dos rios Bacaxá e Capivari e
pelas extensas planícies fluviolagunares dos rios São João e Una (CPRM, 2000).
A unidade Maciços de Tanguá - Rio Bonito é representada por três maciços montanhosos
intrusivos com morfologias circulares a semicirculares, dispostos em formação triangular próximos uns
aos outros, configurando-se em imponentes contrafortes da escarpa da Serra do Mar. Apresentam
formas dômicas bem definidas, conectadas à escarpa da Serra do Mar pelo espigão constituído pelas
serras de Santana e da Botija. Esse conjunto morfológico atua como importante zona dispersora de
águas entre a bacia da Baía de Guanabara (especificamente, a bacia do rio Macacu) e a bacia do rio
São João. Os maciços de Tanguá-Rio Bonito situam-se a leste da bacia do rio Macacu e delimitam-se
abruptamente com as colinas baixas da superfície de aplainamento da Região dos Lagos e os terrenos
das baixadas adjacentes, pontilhadas de colinas e morrotes isolados, e as planícies fluviais dos rios
Macacu, Caceribu e Bacaxá (CPRM, 2000).
A Unidade Geomorfológica Maciços da Região dos Lagos caracteriza-se por três alinhamentos
serranos isolados e escarpados, circundados pelo domínio colinoso da Superfície de Aplainamento do
Litoral Leste Fluminense. Estes alinhamentos serranos apresentam direção WSW-ENE, paralelos às
escarpas da serra de Macaé. Estão localmente desfeitos sob forma de morrotes e morros baixos, além
de algumas elevações cristalinas de forma onduladas de meias-laranjas, como a do Mato Grosso (138
metros) e o Morro da Gamboa (95 metros), este próximo ao Canal de Itajuru.
A Unidade Geomorfológica Ilha de Cabo Frio consiste em um pequeno maciço montanhoso
insular, bastante preservado dos processos de dissecação do relevo, apresentando aparentemente um
topo suavizado por processos de aplainamento. A unidade se insere no Alto Estrutural de Cabo Frio,
28
junto à costa de Arraial do Cabo. Essa linha de costa caracteriza-se por extensas planícies costeiras e
campos de dunas da restinga da Massambaba e da planície arenosa de Cabo Frio (Projeto RESUB
Lagos, 2001).
A Unidade Geomorfológica Baixadas da Região dos Lagos representa uma seqüência de
baixadas flúvio-marinhas alinhadas num trecho retilíneo do litoral de direção W-E, entre as cidades de
Niterói e Cabo Frio. Essas baixadas foram originadas a partir da formação de um duplo sistema de
ilhas-barreiras, a partir do último máximo transgressivo no Holoceno (Projeto RESUB Lagos, 2001). É
freqüente a ocorrência de pequenas lagunas alongadas ou brejos intercordões entre os dois
alinhamentos de cristas arenosas. Esses cordões arenosos isolaram uma série de corpos lagunares
que preencheram as reentrâncias do antigo litoral delineado pelas elevações do embasamento
cristalino. Esses Sistemas Lagunares estão sendo progressivamente colmatados pelo movimento
recente de regressão marinha, expondo amplamente as planícies flúvio-lagunares (Dantas, 2001).
A unidade do Espigão da Serra de Santana e Botija consiste em um proeminente alinhamento
serrano, de orientação SSW-NNE, bastante dissecado, que se projeta da Serra do Mar, próximo às
cabeceiras do rio Macacu, em direção às baixadas litorâneas. Trata-se de um típico espigão destacado,
que sofreu um recuo erosivo menos acentuado em relação ao escarpamento principal da Serra do Mar
devido ao fato de estar protegido à retaguarda dos maciços intrusivos alcalinos deTanguá e Rio Bonito.
Configura-se no divisor principal entre as bacias dos rios Macacu e São João, ambas drenando para os
terrenos planos das baixadas litorâneas. As elevações decrescem rapidamente, de 1.600 a 900m,
mantendo-se o espigão com altitudes entre 800 e 1.000m. A leste dos maciços alcalinos, destaca-se
um alinhamento serrano degradado, com orientação preferencial W-E, onde se encaixa a bacia do alto
rio São João (CPRM, 2000).
A laguna de Araruama consiste na maior laguna da região e é delimitada, a norte, pelo relevo
de colinas baixas da superfície aplainada da Região dos Lagos. As Baixadas flúvio-marinhas são
alinhadas retilíneas ao litoral, originadas a partir da formação de um duplo sistema de ilhas-barreiras.
Todos os Sistemas Lagunares têm comunicação natural com o oceano, sendo que, atualmente, essa
comunicação tornou-se permanente com o alargamento e dragagem dos canais naturais. A rede de
drenagem que converge para as lagunas é muito pouco expressiva, o que lhes confere caráter
hipersalino, apresentando gradiente crescente em direção a leste, devido ao clima mais seco. As
correntes de circulação internas dos sistemas lagunares promovem o desenvolvimento de pontões
arenosos, perpendiculares ao eixo longitudinal das lagunas, formando feições morfológicas peculiares,
denominadas esporões. As planícies aluviais, compostas por material areno-argiloso, ocorrem
29
próximas à laguna de Araruama e são compostas por planícies de inundação, terraços fluviais e leques
colúvio-aluvionares (Dantas, 2001). Destacam-se topograficamente as planícies flúvio-lagunares
associadas aos rios Una, São João e seus afluentes (FEEMA, 1988). A figura 2.2 apresenta os
domínios geomorfológicos acima citados.
30
VIAS DE CIRCULAÇÃO
Estradas de Rodagem
HIDROGRAFIA
Curso d'água
Lago, Lagoa, Laguna
Alagado
N
EW
S
L E G E N D A
1.3.1 - a Região dos Lagos
1.3.2 -
Superfície Aplainada d
Superfície Aplainada do Litoral Leste Fluminense
1.3 - SUPERFÍCIES APLAINADAS NAS BAIXADAS LITORÂNEAS
DOMÍNIOS MORFOESTRUTURAIS
1- CINTURÃO OROGÊNICO DO ATLÂNTICO
DOMÍNIOS MORFOESCULTURAIS
1.1.6 - Maciços da Região dos Lagos
1.1.7 - Maciços de Macaé
1.1 - MACIÇOS COSTEIROS E INTERIORES
1.2.6 - Maciços de Tanguá e Rio Bonito
1.2.7 - Morro de São João
1.2.8 - Ilha de Cabo Frio
1.2 - MACIÇOS ALCALINOS INTRUSIVOS
1.4.4 - Escarpa das serras do Couto e dos Órgãos
1.4.5 - Espigão das serras de Santana e Botija
1.4.6 - Escarpa das serras de Macaé, Macabu e Imbé
1.4 - ESCARPAS SERRANAS
2.2.2 - Baixadas da Baía de Guanabara, Sepetiba e Restinga da Marambaia
2.2.4 - Baixadas da Região dos Lagos
2.2.5 - Baixada do Rio São João
2- BACIAS SEDIMENTARES CENOZÓICAS
DOMÍNIOS MORFOESCULTURAIS
2.1.3 - Bacia de Macacu
2.2 - PLANÍCIES FLÚVIO-MARINHAS (BAIXADAS)
2.1 - TABULEIROS DE BACIAS SEDIMENTARES EO-CENOZÓICAS
0
ESCALA GRÁFICA
5 10 20 30
Km
1.4.4
1.4.6
R
io
iR o
São
Una
o
J
o
ã
Guap
i
-
A
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u
R
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M
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R
io
-
2
RJ 1
4
( i Lag
)
V a os
2.2.6
1.3.2
1.3.2
1.1.7
1.2.7
2.2.5
1.3.1
1.2.8
1.3.1
1.4.5
1.2.6
1.2.6
1.2.6
2.2.4
2.1.3
2.1.3
2.2.2
1.1.6
2.2.4
2.2.4
2.2.5
2.2.5
Itaboraí
Cabo
Frio
Reservatório
Juturnaíba
La. de
Saquarema
Lagoa de
Araruama
R
io
B
a
ca
xá
R
i
o
C
á
c
e
r
i
b
u
0RJ-I
6
La. de
Maricá
O C E A N O A T L Â N T I C O
42º00'
42º00'
42º30’
23º00'
22º30'
o
43 00'
Figura 2.2 – Recorte do Mapa de Unidades Geomorfológicas do Estado de Rio de Janeiro na área da Região dos Lagos. Fonte: CPRM/DRM (2000)
2.3. Aspectos Climáticos
Na área compreendida ao longo do escarpamento da Serra do Mar, o clima é
predominantemente quente e úmido, com estação seca pouco pronunciada e com mais de 2.000 mm
anuais de precipitação (CIDE, 1997). Na Baixada Litorânea, ocorre clima quente e úmido sem inverno
pronunciado, com chuvas no verão e estiagem no inverno, possuindo temperaturas médias
regularmente elevadas,com variações pequenas, oscilando entre 22 e 22,9
o
C. A partir de novembro
até março, as temperaturas médias ficam acima de 22
o
C, com valores máximos de 25,3
o
C.
O clima do município de Cabo Frio está classificado como sub-úmido e sub-úmido seco, com o
calor distribuído durante todo o ano. O primeiro atinge principalmente a região central e norte do
município, enquanto a zona costeira apresenta clima sub-úmido seco, com pouco ou nenhum excesso
de água (FEEMA, 1988).
Nos municípios de São Pedro da Aldeia e Iguaba Grande o clima foi classificado como sub-
úmido com temperaturas anuais médias e calor distribuído durante todo o ano. Em São Pedro da
Aldeia os índices pluviométricos anuais alcançam cerca de 1000 mm, com períodos chuvosos entre
novembro a fevereiro e secos de junho a julho. A temperatura média anual é de 22
o
C, com máximas
de 28
o
C e mínimas de 20
o
C. Os ventos sopram durante todo o ano, principalmente na direção
nordeste com picos de velocidade no outono, favorecendo, com isto, a ocorrência de baixos índices de
pluviosidade (CIDE, 1995).
Em Araruama o clima está classificado como tropical quente, com duas estações bem
marcadas do ponto de vista pluviométrico: uma seca entre maio e setembro, e outra chuvosa entre
outubro e abril. Dados obtidos durante o ano de 1989, registraram temperaturas médias anuais de 23
o
C
e pluviosidade média anual de 791 mm (CIDE, 1997).
32
2.4. Aspectos Sócio-Econômicos
Segundo dados da Fundação CIDE (2000), a região possui uma população da ordem de
320.000 habitantes e um quadro sócio-econômico muito variável. A população se distribui nos centros
urbanos, comunidades rurais e pesqueiras. Dispõe de abastecimento de água, fornecimento de energia
elétrica (CERJ), serviço telefônico (TELEMAR), agência de correios e telégrafos (ECT), serviços
bancários, hospital, hotéis e escolas de ensinos de primeiro e segundo graus. A principal atividade
econômica reside no turismo, pesca artesanal, agricultura de subsistência e criação principalmente de
bovinos e suínos.
33
3. Banco de Dados da Área de Trabalho
3.1. Geologia
3.1.1. Aspectos Geológicos
O Estado do Rio de Janeiro, situado na região Sudeste do país e geotectonicamente contido na
Província Mantiqueira, cobre uma extensão de cerca de 700.000 km2, sendo a mais complexa
província estrutural afetada pelo Ciclo Orogênico Brasiliano na América do Sul.
Devido à sua posição geográfica privilegiada, flanqueando o continente sul-americano e
voltada para o sudeste do continente africano, a província constitui-se em elemento-chave para o
entendimento da colagem neoproterozóica dos orógenos brasilianos e pan-africanos que se seguiu à
convergência dos até então dispersos fragmentos do Supercontinente Gondwana Ocidental.
34
Diversos trabalhos de cunho regional postulam que as características tectono-termais da
província são resultantes de processos de subducção, seguido de uma ou mais colisões no
Neoproterozóico, quando da aglutinação ou colagem do Gondwana Ocidental (e.g. Machado et al.,
1996).
A compartimentação tectônica dos terrenos que compõem a geologia do Estado do Rio de
Janeiro está vinculada à evolução tectono-metamórfica da Faixa Ribeira, que Almeida et al. (1983),
constitui uma entidade geotectônica do Neoproterozóico. Esta evolução orogênica, considerada por
Machado et.al.,.(1996) como a mais nova no cenário das colagens brasilianas/pan-africanas do
segmento crustal considerado, foi responsável pela deformação, metamorfismo, magmatismo e
articulação dos diversos compartimentos estruturais.
3.1.2. Geologia Regional
Conforme pode ser observado na figura 3.1, os principais domínios que compõem o quadro
geo-tectono-estrutural no Estado do Rio de Janeiro são:
Domínio Juiz de Fora / Paraíba do Sul: ocupa uma extensa faixa de orientação nordeste em
toda a porção centro-norte e ocidental do estado, subparalela ao corredor de cisalhamento do rio Paraíba
do Sul. É constituído por gnaisses kinzigíticos, xistos, quartzitos e mármores do Complexo Paraíba do
Sul, metamorfizados nas fácies anfibolito e granulito, intercalados tectonicamente em rochas
paleoproterozóicas representadas por ortogranulitos e ortognaisses tonalíticos do Complexo Juiz de Fora,
e ortognaisses graníticos a granodioríticos da Suíte Quirino. O metamorfismo associado ao evento
colisional brasiliano retrabalhou rochas mais antigas com idades paleoproterozóicas a arqueanas,
notadamente rochas dos complexos Mantiqueira e Juiz de Fora, e dos ortognaisses da Unidade Quirino.
Estas unidades constituem inliers do embasamento da província, intercalados tectonicamente com as
rochas metassedimentares do Grupo Andrelândia e dos complexos Embu e Paraíba do Sul. Corpos
granitóides neoproterozóicos do tipo I e do tipo S, tardi a pós-colisionais, intrudem todas as unidades.
Domínio Serra do Mar: ocupa a região centro-oriental do estado, correspondendo
geograficamente à “Microplaca” Serra do Mar.
35
É composto por uma sucessão de arcos magmáticos mostrando marcante polaridade temporal e
composicional de W para E. Além da sucessão de arcos, o domínio é ainda caracterizado por
supracrustais que sofreram metamorfismo de baixa pressão e alta temperatura, na fácies anfibolito, com
abundante fusão parcial in situ (Complexo Paraíba do Sul). Essa unidade está exposta ao longo de todo o
Domínio, o qual sofreu cavalgamento, com vergência de topo para NW, por parte das rochas que
integram o Domínio “Região dos Lagos” nos limites SE do domínio. Além dos granitóides orogênicos, o
domínio apresenta um expressivo número de plútons pós-tectônicos, circunscritos, de idade cambriana.
Domínio Região dos Lagos: representa o domínio mais oriental da província, constituído por
ortognaisses paleoproterozóicos e por supracrustais (Complexo Búzios) interpretadas como
remanescentes de um back arc. Foi metamorfizado na fácies anfibolito superior, em evento colisional com
cavalgamento para NW, sobre o Domínio Serra do Mar, durante os estágios terminais da colagem
brasiliana, no Cambriano (Schmitt et al., 1999). Caracteriza-se também por extensivo magmatismo
alcalino. Adicionalmente, constata-se o desenvolvimento de formações superficiais terciárias e
quaternárias continentais, e os sedimentos quaternários da plataforma continental.
Coberturas Fanerozóicas: as seqüências quaternárias são representadas por sedimentos
compostos por argila preta a marrom escura de mangue, argila cinza azulada e cinza escura com
matéria orgânica de ambiente lagunar, depósitos de turfa de coloração preta a marrom e depósitos de
valas orgânicas; sedimentos fluviais com silte e areia variando de fina a conglomerática, mal
selecionada, matriz argilosa por vezes sílica-argilosa, coloração castanha, amarelada e cinza de
ambiente de planície de inundação. Os canais fluviais são compostos por areias quartzosas e
feldspáticas, de coloração branca, amarelada e castanha, com granulometria fina a conglomerática,
selecionada, podendo apresentar estratificação cruzada e laminar. No topo ocorrem sedimentos
litorâneos com areias quartzosas e traços de feldspato e máficos; neste caso, apresenta seleção
razoável, com argilas de coloração clara de cordões litorâneos (Reis 1995). O mesozóico está
representado por diques de diabásio e o terciário por diques de traquitos e fonolitos.
3.1.3. Geologia Local
Dentre as diversas unidades e formações que compõem o quadro geológico-estrutural do Estado
do Rio de Janeiro, destacam-se às seguintes pertencentes à área estudada:
36
Depósito Colúvio-Aluvionar (Qha): unidade com ampla predominância de sedimentos fluviais
recentes, encontra-se estabelecida ao longo das calhas dos principais rios que drenam a área costeira.
Os depósitos aluvionares dessa unidade são, em geral, constituídos de argila, argila síltica, silte
arenoso, silte, areia quartzosa, eventualmente conglomerática. Os colúvios ou rampas de colúvio
normalmente têm constituição argilo-arenosa a areno-argilosa, observando-se às vezes, nas meias-
encostas inferiores de morros do tipo “meia-laranja”, linhas de pedra (stone lines) associadas a solos
transportados, comumente representando produto de escoamento superficial.
Os depósitos de talus, em geral, são compostos por matações e blocos de diversos tamanhos,
caoticamente distribuídos em matriz pelito-psamítica incoerente. Em face da escala de apresentação do
mapa, foram reunidos numa única unidade todos os tipos de depósitos holocênicos.
Depósito Marinho e Flúvio-Marinho (Qphm): sua característica morfoestrutural mais notável
refere-se aos sistemas sub-paralelos no litoral, relacionados aos alinhamentos quase que retilíneos dos
antigos cordões litorâneos ou linhas de praia. Representam terraços arenosos, marinhos, cuja formação
está diretamente ligada ao desenvolvimento do delta do rio Paraíba do Sul, pois, à medida que esse rio
deposita sua carga na foz, eles são retrabalhados, transportados e depositados no litoral pelas correntes
costeiras e ondas, num contínuo processo natural de aterragem.
Esses sedimentos compreendem areias quartzosas de cor esbranquiçada, por vezes amarelada
a acastanhada, exibindo uma razoável seleção, com grãos que variam de finos a muito grossos,
subarredondados a arredondados, localmente conglomeráticas e com fragmentos de conchas marinhas.
Às vezes observam-se estreitas faixas, entre antigas linhas de praias, de material mais úmido e escuro,
argilo-arenoso, provavelmente originado das enchentes dos rios e córregos que fluem para o mar,
atravessando os depósitos de areia em questão. Lembram inexpressivos brejos e pântanos recentes,
também estruturados consoante o alinhamento dos antigos cordões litorâneos.
Depósito de Restinga (Qphr): a origem da formação das restingas, segundo Lamego (1940),
está relacionada às correntes marítimas que transportam areia em abundância, que vem sendo
gradativamente acumulada em frente ao litoral primitivo graças a alguma saliência ou cabo de uma
enseada, o que propicia a diminuição da velocidade das correntes, permitindo o acúmulo das areias. O
permanente abastecimento de areia por essas correntes, aos poucos, forma uma extensa e larga faixa
arenosa linear, que cresce até formar uma lagoa. Exemplos dessa feição geomorfológica podem ser
observados principalmente ao longo do litoral da Região dos Lagos. A restinga se constitui num extenso
depósito de areias quartzosas, desagregadas, homogêneas, sem estrutura, localmente exibindo arenito
37
cimentado por matéria orgânica coloidal e hidróxidos de ferro, além de conchas marinhas. Uma
característica peculiar nesses depósitos espraiados é a ocorrência de campos de dunas recentes
(depósitos eólicos), móveis ou não, cuja construção se deve não só aos constantes ventos, como
também à natureza dos grãos transportados, após o período de secagem dos depósitos de restinga,
durante as vazantes das marés.
Rochas Alcalinas Cretácicas/Terciárias (KTλ): o plutonismo alcalino concentra-se
preferencialmente na região litorânea centro-sudeste do estado, com destaque para a região de Rio
Bonito. Esse evento magmático está relacionado à Reativação Wealdeniana (Almeida, 1967) na
Província Serra do Mar (Almeida, 1983). Foram discriminados cartograficamente os seguintes plútons:
Maciço Alcalino Soarinho – KTλso, Maciço Alcalino do Morro São João – KTλsj; Suíte Alcalina de
Tinguá – KTλt.
Associando-se a alinhamentos de corpos segundo a direção ENE-WSW, a qual designaram de
“falha Rio Bonito”. Admitem que a intrusão desses corpos ao longo da referida falha, a partir de uma
mesma câmara magmática, estaria associada ao sistema de falhas normais de blocos basculados e
justapostos, estabelecidas à época da abertura do Atlântico Sul, durante a Reativação Wealdeniana.
Apesar da escassez de evidências diretas, sugerem uma incipiente zonação dos litótipos observados.
Na direção leste-sudeste afloram os corpos de Morro Redondo, Serra dos Tomazes, Tinguá, Mendanha
e Marapicu. O Maciço Alcalino de Tanguá (KTλta) faz parte do complexo alcalino da região de Rio
Bonito, sendo o mais jovem dos corpos (Neocretáceo-Terciário), com 50km
2
de área. Localiza-se
próximo à cidade de Rio Bonito, à margem da rodovia BR-101. O Maciço de Tinguá (KTλt) está
localizado nos contrafortes da Serra do Mar, a norte do município de Nova Iguaçu, nas cabeceiras dos
rios Douro, Iguaçu e Santo Antônio. O maciço atinge cotas de até 1.600m, com cerca de 50km
2
de
área. O Maciço do Morro de São João (KTλsj) ocorre a 5km a NW da cidade de Barra de São João.
Mendes et. al., (1980) caracterizou sienitos nefelínicos no sopé do morro homônimo, com notável
expressão topográfica cônica (806m de altitude), em meio a terrenos pré-cambrianos com relevo
arrasado.
A maior parte das intrusões ocorre sob a forma de plútons circunscritos ou também na forma de
diques. Valença (1975) descreveu rochas de composição básica, associadas aos maciços do Morro de
São João e da Ilha do Cabo Frio. Dentre as rochas alcalinas sieníticas, destacou sienitos nefelínicos,
pulaskitos ou umptekitos ligeiramente subsaturados ou saturados e foiaítos. Foi evidenciado um aumento
de idade do litoral para o interior, segundo um alinhamento de direção WNW-ESE, o qual estaria
38
relacionado à evolução das falhas transformantes, à época, do segundo estágio de abertura do Atlântico
Sul, há 80Ma.
Granitóides Pós-Tectônico (εγ5): Como produtos finais de granitogênese brasiliana têm sido
cartografados numerosos corpos de granitos pós-tectônicos que se distribuem na porção central do
estado para o litoral e do extremo oeste das fronteiras RJ/SP até os limites nordestes da divisa dos
estados do Rio de Janeiro e do Espírito Santo.
Os granitos apresentam, em geral, formas circulares discordantes das estruturas regionais NE-
SW das encaixantes, com as quais mostram contatos abruptos e térmicos. As estruturas internas são
homogêneas, isotrópicas, ou podem ser anisotrópicas, quando apresentam estruturas de fluxo magmático
ou deformações em suas bordas. Veios e diques aplíticos são constantes, o mesmo acontecendo com
bolsões pegmatíticos de formato irregular.
Os representantes destes corpos granitóides cartografados para esta áres de estudo foram o
Granito Caju (3), Cesário Alvim (15) e o Silva Jardim (17).
Embora a maioria desses plútons esteja representada por (hornblenda)-biotita granitos, também
ocorre uma ampla variedade de rochas com composições variadas: sienogranítica, monzogranítica
(adamelítica), granodiorítica, tonalítica e quartzo diorítica. Allanita, titanita, apatita, opacos e zircão são
minerais acessórios comuns. Nos termos mais graníticos, além do plagioclásio oligoclásico, a microclina,
em formato euedral tabular, é um mineral importante, desenvolvendo-se em cristais que chegam a ter 5
cm de comprimento, imprimindo à rocha uma textura porfirítica ou porfiróide. Outro aspecto bastante
freqüente nesses granitóides é a presença de enclaves tanto das rochas encaixantes, de natureza
gnáissica e com formato anguloso ou parcialmente assimilados. Como elementos ligados à fase de
cristalização e resfriamento final desses granitóides aparecem, cortando-os nas mais variadas direções,
diques e veios aplíticos e pegmatíticos. A assinatura litogeoquímica desses granitos em questão é
essencialmente calcioalcalina de alto-K, predominantemente do tipo I Caledoniano (Pitcher, 1983), com
variações nos termos mais evoluídos para álcali-cálcicos, em geral muito ricos em potássio. São
metaluminosos a levemente peraluminosos. Magmatismo máfico de natureza toleiítica ocorre associado a
alguns corpos, que podem mostrar zonação. Os dados geocronológicos disponíveis para alguns plútons
situam-se no Período Cambriano, variando de 540 a 590 Ma. A granitogênese cambriana do estado está
relacionada aos estágios pós-tectônicos do Orógeno Brasiliano, marcando a fase de soerguimento e
colapso pós-colisional do orógeno que se seguiu ao episódio orogênico Brasiliano III.
39
Suíte Desengano (Nλ2d): a Suíte Desengano, como a maior parte dos granitos S, foi
cartografada como metassedimentos do Complexo Paraíba do Sul, integrando o denominado Complexo
São Fidélis-Pão de Açúcar (Fonseca et al., 1998). Ocorre na região nordeste do estado, estendendo- se
na direção NE por cerca de 200km, desde Niterói até as proximidades de Italva. É composto por cerca de
uma dezena de lentes estreitas (1- 4 km) e alongadas (até 100 km) inseridas nos paragnaisses pelíticos e
grauvaqueanos do Complexo Paraíba do Sul. Os granitóides formam uma extensa sucessão de pães de
açúcar no vale do Desengano, destacando- se dos paragnaisses, restritos às porções mais baixas do
vale. No extremo-norte desse domínio, os granitóides passam a apresentar freqüentes manchas de
granada charnockito, passando gradativamente para corpos charnockíticos isolados e mesmo para os
granada charnockitos da Suíte Bela Joana. Na suíte foram englobados os granitos Santa Tereza,
Quartéis, Carapebus, Serra da Concórdia e Cassarotiba.
São plútons sintectônicos associados a um regime transpressivo dextral, de direção NE-SW
apresentando discreta a forte foliação milonítica sobreposta à textura magmática. Os granitóides
caracterizam um arco sincolisional de dimensões regionais, o Arco Rio de Janeiro, relacionado à
Orogênese Araçuaí, durante o Episódio Brasiliano III (Silva et al.).
Complexo Rio Negro (Nγ1r) - (Gnaisse Tingui - Nγ1rt): O Complexo Rio Negro foi inicialmente
correlacionado à Série Serra dos Órgãos tendo sido posteriormente subdividido em distintas unidades
gnáissicas, migmatíticas e graníticas. A designação original de Rio Negro provém da Unidade Rio Negro
cartografada na região de Cordeiro-Cantagalo.
Ocorre na forma de extenso e estreito envelope na porção mediana e meridional do Batólito
Serra dos Órgãos, com direção NE-SW, e estende-se por cerca de 160 km, com média de 4 km de
largura. É constituído por gnaisses cinzentos bandados, de composição tonalítica e trondhjemítica (TTG),
com texturas porfirítica recristalizada e augen. Os gnaisses mostram forte foliação de baixo a médio
ângulo. Intercalações de metagabros, metaquartzo dioritos e paleodiques anfibolíticos são comuns,
enquanto que gnaisses granulíticos de composição enderbítica ocorrem localmente (gnaisses Archer e
Tingüi). Intrusões e apófises de granitóides do Batólito Serra dos Órgãos, adjacente, e de leucogranitos S,
são observadas. A unidade engloba também o seguinte plúton, denominado Gnaisse Tingüi.
Ocorre na forma de extensas e estreitas lentes alongadas segundo a direção NE-SW,
paralelamente à foliação interna do plúton e das encaixantes. A foliação interna é caracterizada por uma
superfície planar com mergulhos suaves a moderados para NW e está relacionada a um evento regional
transpressivo que transpôs as pretéritas estruturas magmáticas do plúton. O complexo é freqüentemente
40
injetado por apófises e venulações de granitóides da Suíte Serra dos Órgãos e pelo Leucogranito
Gnaisse Serra do Paquequer, as quais truncam a foliação metamórfica tangencial pretérita.
Trata-se de uma suíte expandida, de composição variando de metagabro a hornblenda-biotita
metagranodiorito, predominando amplamente os termos tonalíticos. Os metagabros e dioritos são
calcioalcalinos (Córrego do Oliveira, Fazenda Fortaleza, Córrego da Prata) e apresentam texturas
cumuláticas (DRM, 1982); variam de foliados a isotrópicos, e são associados a trondhjemitos,
eventualmente com assimilação, representando material juvenil de arco magmático. Quimicamente
representam uma suíte calcioalcalina expandida com composição variando de gabróica a granítica,
classificada como demédio-K, pré-colisional, mas que inclui termos trondhjemíticos, depletados em
elementos litófilos de raio iônico grande (LILE), sendo aqui caracterizada como uma associação do tipo
TTG.
Complexo Búzios (MNb): Fonseca et al. (1979) designaram de Seqüência de Búzios os
paragnaisses deste complexo expostos no cabo Búzios. Tendo em conta a similaridade tectono-estrutural
e litológica com os metassedimentos expostos naquele local, tal unidade foi ampliada para NE, no sentido
de Carapebus. Optou-se, também, de acordo com Schmitt et al. (1999 a), por incluir no Complexo Búzios
as rochas supracrustais da serra de Sepetiba (São Pedro d’Aldeia) e da região entre Maricá, Saquarema
e Casimiro de Abreu. Essa porção do complexo foi designada anteriormente de Unidade Palmital (Reis
1980). Rodrigues et al. (1997) caracterizaram em detalhe os paragnaisses de Búzios, identificando três
associações litológicas: metapelítica, calcissilicática e anfibolítica. A primeira consiste em sillimanita-biotita
xisto, sillimanita-cianita-K-feldspato gnaisse, biotita gnaisse, granada-biotita gnaisse, granada-quartzo
gnaisse e quartzito feldspático. A segunda compreende duas formas de ocorrências: níveis de até 20 cm
de espessura, boudinados, como intercalações nas associações pelítica e anfibolítica, e níveis de até 6
metros de biotita-diopsídio gnaisse, com espessura de no máximo 6 metros. A terceira associação é
constituída de anfibolito, diopsídio-anfibólio gnaisse e granada-anfibólio gnaisse.
Fonseca (1994) designou esse domínio de “Fragmento Tectônico de Cabo Frio” obtendo
idades entre 1.600 e 1.200 Ma, interpretadas como idade da fonte dos sedimentos, e entre 600 a 500
Ma, como época do metamorfismo.
Complexo Paraíba do Sul (MNps): constitui-se essencialmente por metassedimentos detríticos,
pelito-grauvaqueanos, granada-biotita-sillimanita, gnaisses, quartzo-feldspáticos (metagrauvacas), com
ocorrência generalizada de bolsões e veios de leucossomas graníticos derivados de fusão parcial in situ e
injeções. Variedades portadoras de cordierita e sillimanita (kinzigitos), comumente apresentando
41
horizontes de xistos grafitosos, exibem contatos transicionais com os granada biotita gnaisses. De
ocorrência mais restrita, por vezes são observadas intercalações de quartzitos, rochas metacarbonáticas
e calcissilicáticas, além de corpos de anfibolitos e concentrações manganesíferas. Em domínios menos
deformados observam-se localmente estruturas de ressedimentação decorrentes de fluxos turbidíticos
(metaturbiditos).
Durante a orogênese brasiliana um regime de cisalhamento tangencial associado à colisão
continental impôs uma estruturação regional de direção NE-SW. As principais feições então originadas
envolvem a obliteração e lenticularização de leitos e bandas, truncações tectônicas, do brasintrafoliais,
duplexes, estiramento mineral, foliações miloníticas com subgranulação e recuperação dos minerais,
sigmóides e sombras de pressão. As foliações geradas pela deformação tangencial exibem
dobramentos superpostos, abertos a fechados, de amplitudes métricas a de caquilométricas e com
eixos de direção NE-SW, a exemplo das verificadas nas regiões de Cambuci e Italva. O arcabouço
estrutural definido durante o Orógeno Brasiliano foi completado com deformações impressas durante
um regime compressivo transcorrente, novamente simples e dúctil. A mais importante zona de
cisalhamento de alto ângulo, com até 10km de largura de rochas miloníticas, e contínua por mais de
300km segundo a direção NE-SW, está situada no vale do rio Paraíba do Sul e atravessa todo o
estado. A partir dessa zona principal são observadas inúmeras zonas de cisalhamento secundárias e
assintóticas, que demonstram a movimentação dextral dos blocos crustais e se ramificam em feixes
para NNE e SSW. Nessa mesma região, várias escamas de cavalgamento paralelas ao lineamento
principal são sugestivas de uma estrutura em flor positiva. Estas rochas foram consideradas, por
apresentarem enclaves de metassedimentos, como intrusivas em rochas do Grupo Paraíba do Sul.
Este fato pode ser interpretado como indicativo da presença de metassedimentos mais antigos, pré ou
sinorogênese transamazônica, agora intercalados tectonicamente pela intensa deformação
neoproterozóica.
Complexo Região dos Lagos (Pγ1rl): é constituído por ortognaisses bandados/dobrados,
cinzentos, de composição tonalítica a granítica com abundantes diques anfibolíticos deformados. Em
alguns locais, encontram-se parcialmente fundidos com geração de venulações graníticas sintectônicas à
deformação regional. Constitui um extenso bloco na região centro-leste do estado com cerca de 125 km
de comprimento com largura variável de 50 km no sul e mínima de 4 km mais a norte.
O complexo caracteriza-se por foliações com mergulhos fracos, ora para nordeste, ora para
sudeste, e por forte e persistente lineação de estiramento, com indicação de transporte para NW.
Esses elementos teriam tido uma geração pré-neoproterozóica (Fonseca et al. 1998), embora Schmitt
42
et al. (1999) admitam a possibilidade de uma idade cambriana, obtida através de datações U-Pb
convencionais.
Petrograficamente são biotita-plagioclásio-microclina ortognaisses tonalíticos a graníticos,
localmente com variações portadoras de hornblenda. São porfiróides, foliados, metamorfizados na
fácies anfibolito, com freqüentes venulações leucossômicas de leucogranitos anatéticos sintangenciais.
Várias fases de granitóides intrusivos não deformados cortam os gnaisses. Enclaves xenolíticos de
metamargas ocorrem em áreas restritas. Foram identificadas duas gerações de paleodiques
anfibolíticos. A primeira, mais antiga, caracteriza-se por finos níveis, descontínuos e dobrados,
dispostos concordantemente com a foliação dos ortognaisses dominantes do complexo Região dos
Lagos. A segunda, mais jovem guarda ainda características de um corpo intrusivo, nitidamente
discordante da foliação preferencial dos ortognaisses grossos, encaixantes.
Dentre as seqüências pré-cambrianas destacam-se as unidades Região dos Lagos, Tingui,
Marica, Palmital, São Fidelis, Santo Eduardo e Cassorotiba (Reis, 1995). A Unidade Região dos Lagos
compreende essencialmente gnaisses graníticos e granodioríticos, além de migmatitos. São rochas
leucocráticas de coloração branca a cinza escura, granulação média a muito grossa e estrutura
orientada com dobramentos. Apresenta-se predominantemente próximo à área costeira e muitas vezes
está encoberta por sedimentos quaternários. A Unidade Tingui compõe-se por migmatitos
heterogêneos com porções biotíticas alternando com graníticas, apresenta contato gradacional com a
unidade Maricá.
A Unidade Maricá caracteriza-se por gnaisses ricos em granada e biotita, coloração cinza claro,
granulação grossa e estrutura migmatítica. Ocorrem contatos transicionais com a Unidade Tingui.
Estruturalmente, o Estado do Rio de Janeiro destaca-se três batólitos mais importantes do
estado: Serra dos Órgãos, Rio de Janeiro e Rio Negro. Os dois primeiros foram selecionados para
datação pelo método U_Pb, por representarem plútons pré-a sintectônicos em relação ao principal
evento deformacional da área, constituindo-se em excelentes markers isotópicos desse evento.
A característica estrutural mais proeminente da deformação brasiliana nos domínios Juiz de
Fora/Paraíba do Sul e Mantiqueira/Andrelândia é a extrema linearidade dos litotipos. Apresentam
orientação NE, em concordância com as principais zonas de cisalhamento regionais. As foliações
miloníticas mapeadas tanto nas rochas supracrustais quanto em ortognaisses e granitos mostram, no
geral, direção nordeste e mergulhos muito variados para sudeste e noroeste, figura 3.1.
43
Recentes dados estruturais e geocronológicos obtidos por Schmitt et al. (1999 a e b) na região
de Cabo Frio e Búzios, no litoral do Estado do Rio de Janeiro, apresentam tectônica de baixo ângulo,
com vergência de topo para noroeste, o que coloca os ortognaisses estruturalmente por cima dos
metassedimentos do Complexo Paraíba do Sul nessa região.
44
ESCALA 1:400.000
10 10
0
40km
QUATERNÁRIO
CENOZÓICOPROTEROZÓICO
Depósito Colúvio-Aluvionar
Depósitos fluviais e flúvio-marinhos areno-síltico-argilosos
com camadas de cascalheiras associados a depósitos de
tálus, e sedimentos lacustrinos e de manguezais retrabalhado
Depósito Marinho e Flúvio-Marinho
Depósitos flúvio-marinhos síltico-areno-argilosos, ricos em
matéria orgânica, englobando linhas de praia atuais a antigas,
além de manguezais
Depósito de Restinga
Depósitos de areias quartzosas, desagregadas, homogêneas,
sem estrutura. Constituem campos de dunas recentes
(depósitos eólicos)
PROTEROZÓICO
MESO/NEOPROTEROZÓICO
Complexo Búzios
Cianita-sillimanita-granada-biotita xisto e gnaisse quartzo-
feldspático intercalado com granada anfibolito e gnaisse
calcissilicático. Fusão parcial in situ com formação de
leucogranito granadífero ocorre regionalmente. Nos domínios
com baixa taxa de strain estruturas turbidíticas são preservadas
Complexo Paraíba do Sul
Unidade São Fidélis Granada-biotita-sillimanita gnaisse
quartzo-feldspático (metagrauvaca), com bolsões e veios
a n a t é t i c o s i n i t u o u i n j e t a d o s d e
composição granítica. Intercalações de gnaisse calcissilicático
e quartzito freqüentes. Variedades com cordierita e sillimanita
(kinzigito) com contatos transicionais com o granada biotita
gnaisse. Horizontes de xistos grafitosos são comuns. Também
ocorrem rocha calcissilicática, metacarbonática (ca) e quartzito
(qz). Em raros domínios com baixas taxa de strain estruturas
turbidíticas são preservadas.
PALEOPROTEROZÓICO
Complexo Região dos Lagos
Hornblenda-biotita ortognaisse cálci-alcalino, granodiorítico a
tonalítico com textura granoblástica a porfirítica recristalizada
(porfiroclástica) e forte foliação tangencial. Freqüentes veios
anatéticos, sintangenciais, de leucossomas graníticos (fusão is
situ), bem como paleodiques máficos (anfibolitos) dobrados.
Complexo Rio Negro
Unidade Rio Negro Ortognaisse bandado, TTG, de
granulação grossa, texturas porfiríticas recristalisadas e augen,
com forte foliação tangencial. Intercalações de metagabro e
metadiorito deformados (anfibolito) ocorrem localizadamente.
Intrusões de granada leucogranitos tipo-S e de apófises de
granitóides do Batólito Serra dos Órgãos ocorrem
regionalmente.
Plúton correlato: Gnaisse Tingüi (Ng1rt).
Suite Desengano
Granito tipo-S com granada, muscovita e biotita de
granulação grossa, texturas granoblástica e porfirítica (augen)
com forte foliação transcorrente. Localmente podem ser
observados domínios e "manchas" charnockíticas portadoras de
granada e ortopiroxênio. Xenólitos erestitos de paragnaisses
parcialmente fundidos (migmatitos de injeção) ocorrem com
freqüência.
Granitóides pós-tectônico
(Hornblenda)-biotita granitóides do tipo-I, de granulação fina a
média, textura eqüigranular a porfirítica localmente com foliação
de fluxo magmático preservado. Ocorrem como corpos
tabulares, diques, stocks e pequenos batólitos cortando as
rochas regionais. Ocorrem também como plútons homogêneos,
algumas vezes com evidências de magma mingling e mixing.
Fases aplíticas tardias são abundantes. 3) Granito Caju; 15)
Granito Alvim Cesário; 17) Granito Silva Jardim
GRANITÓIDES PRÉ A SINCOLISIONAIS
PRECOCES
NEOPROTEROZÓICO (BRASILIANO II)
GRANITÓIDES TARDI-COLISIONAIS
(TRANSCORRENTES)
MAGMATISMO PÓS-TECTÔNICO
CAMBRIANO (BRASILIANO lll)
PALEOZÓICO
Qphr
Mnb
Mnps
Qha
Qphm
L E G E N D A
Ng1rt
Ng2d
CRETÁCEO/
TERCIÁRIO
MESOZÓICO
KTl
Rochas alcalinas cretácicas/terciárias
Sienitos, nefelina sienitos, foyaitos, fonolitos, traquitos,
tinguaitos, pulaskitos umptekititos, fenitos; maciço Alcalino
Tanguá (Ktlta); Maciço Alcalino do Morro dos gatos(KTlmo);
Maciço Alcalino de Soarinho (KTlso); Maciço Alcalino de Rio
Bonito (KTlrb); Maciço Alcalino do Morro São João (Ktlsj)
N
EW
S
60
Contato
Falha transcorrente sinistral / zona de cisalhamento
Dique Mesozóico / Cenozóico
Lineação de estiramento horizontal e inclinada
Foliação vertical e inclinada
Falha extensional
Falha contracional / zona de cisalhamento
Falha transcorrente oblíqüa / zona de cisalhamento
Falha transcorrente dextral / zona de cisalhamento
Falha / zona de cisalhamento
Falha / fratura
Contato aproximado
10
CONVENÇÕES GEOLÓGICAS
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
São
o
Joã
Rio
Lontra
Rio
D rado
ou
Rio
São
João
Ri
o
Rio
Capivari
La. de
Juturnaúba
OCEANO ATLÂNTICO
Rio
Una
R.
Una
o
Ri
Bacax
R.
Jaguaripe
Rio
Pardo
Rio
da
Onça
Jaconé
La.
de
Araruama
Jacarepi
La. de
Lagoa de
Tangu
Lagoa de
Guarapina
La.
de
Saquarema
dos
s
Duque
Imbuí
Rio
Soarinho
Rio
Bengala
R.
Rio
Pr.
Saquarema
Pr.
Jaconé
de
Guaratiba
I. do
Cabo Frio
ARARUAMA
SÃO PEDRO
D'ALDEIA
CABO
FRIO
RIO
BONITO
CACHOEIRAS
DE MACACU
CASIMIRO DE ABREU
SILVA
JARDIM
SAQUAREMA
Ponta Negra
Iguaba Grande
Tanguá
Arraial do Cabo
RI
O DAS OSTRAS
r
A mação
o úd s B zios
1
65
40
25
25
20
25
3
3
3
3
3
3
50
55
35
15
50
85
20
50
35
30
50
70
45
80
1
17
40
eb5g
Ktlso
KTlsj
KTlrb
KTlta
KTlmo
KTlc
Ng1rt
1
MNps
MNps
MNb
ca
MNb
MNb
MNb
MNb
MNb
MNps
Mnps
Mnps
Mnps
Qha
Qphr
Qphm
MNb
Qphm
Qphm
Qphm
Q
ah
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Qha
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Qha
Qha
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Qphr
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Qha
Qha
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2
5
2
0
2
0
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MNb
MNb
MNb
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Qphm
Pg1
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P
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1
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l
P
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l
P
g
1
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Pg1
rl
Q
hp
Q
phr
Qha
42º00'
42º00'
42º30’
23º00'
22º30'
Figura 3.1 – Recorte do Mapa Geológico do Estado do Rio de Janeiro na área da Região dos Lagos. Fonte: CPRM/DRM (2000).
3.2. Levantamento Aerogeofísico
3.2.1. Dados Aerogeofísicos Regionais
Para a realização deste trabalho foram utilizadas as informações obtidas pelo levantamento
aerogeofísico encomendado pelo DNPM à CPRM em 1978. Foi utilizada a parte deste projeto cujo
código é 1038, denominada Projeto São Paulo – Rio de Janeiro (parte do Rio de Janeiro).
Naquele levantamento foram adquiridos dados magnéticos e gamaespectrométricos, bem
como as informações sobre posicionamento, tempo e altura de vôo. A CPRM forneceu os dados brutos
do campo magnético total e dos canais de Urânio (U), Tório (Th), Potássio (K) e contagem total (CT), e
ainda os canais magnéticos corrigidos da variação diurna, reduzido do IGRF (Campo de Geomagnético
de Referência Internacional) e nivelado.
Os dados gamaespectrométricos brutos foram objeto de calibração, utilizando blocos de
concreto com concentrações conhecidas destes radioelementos, a qual permite expressar as
contagens nos canais do potássio, urânio e tório em termos de concentrações de equivalente de U
(eU), equivalente de Th (eTh), percentagem de K (%K) e contagem total, os quais também foram
fornecidos no banco de dados (Mourão et. al., 1997).
A área total do levantamento teve como limites aproximados as seguintes coordenadas:
Latitudes (min/max): -23º00'/ -20º45'; Longitudes (min/max): -44º00' / -40º58'. Por motivos
operacionais, o levantamento foi dividido em duas partes, sendo que a subárea do Rio de Janeiro teve
as coordenadas UTM referidas ao meridiano central -45º.
A seguir, estão as principais características deste levantamento:
• Projeto São Paulo – Rio de Janeiro
• Época do levantamento: 06.04 a 19.07.1978
• Espaçamento entre perfis de medida (line): 1 km
46
• Direção das linhas de medida: N-S
• Intervalo de amostragem: 100 m
• Altitude média de vôo: 150m
• Magnetômetro: Geometrics G-803
• Gamaespectrômetros: Geometrics GR-800A
• Volume dos cristais: 3072 pol3 com cristais de Nal(Tl)
As figuras 3.2, 3,3, 3,4, 3,5 e 3.6 apresentam as imagens dos dados magnéticos e
radiométricos brutos, plotados para simples visualização, onde é possível verificar os problemas
encontrados no levantamento, os quais representam um dos desafios deste trabalho.
Todos os produtos gerados passaram por um processo de georreferenciamento, de modo a
pertencer ao mesmo banco de dados e poderem ser usadas relacional.
Os dados do sistema de coordenadas projetadas utilizados são:
• Universal Transverse Mercator
• Datum SAD 1969 – Projeção UTM zona 23S
• Elipsóide: GRS 1967
• Datum Local: SAD 69 – Brasil (IBGE)
47
Figura 3.2 – Mapa magnético do campo total da parte do Estado do Rio de Janeiro, Meridiano -45º, com indicação da
área de trabalho – Fonte: CPRM.
Figura 3.3 – Mapa de anomalias radiométricas (Contagem Total) da parte do Estado do Rio de Janeiro, Meridiano
45º, com indicação da área de trabalho – Fonte: CPRM.
Figura 3.4 – Mapa de anomalias de Urânio da parte do Estado do Rio de Janeiro, Meridiano -45º, com indicação da
área de trabalho – Fonte: CPRM.
Figura 3.5 – Mapa de anomalias de Tório da parte do Estado do Rio de Janeiro, Meridiano -45º, com indicação da
área de trabalho – Fonte: CPRM.
Figura 3.6 – Mapa de anomalias de Potássio da parte do Estado do Rio de Janeiro, Meridiano -45º, com indicação da
área de trabalho – Fonte: CPRM.
3.2.2. Dados Geofísicos da Área de Estudo
Para este estudo, foi selecionada a área da Região dos Lagos do Rio de Janeiro, tendo sido
montado um banco de dados utilizando o programa Geosoft Oásis Montaj, de onde foram retiradas
todas as informações geofísicas necessárias.
A figura 3.7 mostra as linhas de vôo sobre a região de interesse, onde foram efetuadas
algumas correções de posicionamento da aeronave. Percebem-se claramente os problemas de
posicionamento, observando-se o malha do levantamento, o que era bastante comum se consideradas
as limitações tecnológicas da época. Entretanto, com os equipamentos aerogeofísicos e as técnicas de
processamento utilizadas e devido também à grande variabilidade geológica encontrada na região, foi
possível obter produtos finais de boa qualidade.
Nas figuras seguintes – 3.8 a 3.12 – são apresentados os mapas dos dados brutos do recorte
sobre a Região dos Lagos, obtidos a partir deste novo banco de dados. É possível verificar com
facilidade os problemas na direção N-S, causados pela direção de vôo, e os problemas na direção E-
W, causados pelas linhas de controle, que serão corrigidos mais adiante. São apresentados também os
mapas radiométricos de Contagem Total, eU, eTh e %K.
53
Figura 3.7 – Posicionamento das linhas de vôo sobre a Região dos Lagos no Estado do Rio de Janeiro – Fonte: CPRM.
Figura 3.8 – Mapa magnético do campo total da Região dos Lagos – RJ
Figura 3.9 – Mapa de anomalias radiométricas (contagem total) da Região dos Lagos – RJ
Figura 3.10 – Mapa de anomalias de Urânio da Região dos Lagos – RJ
Figura 3.11 – Mapa de anomalias de Tório da Região dos Lagos – RJ
Figura 3.12 – Mapa de anomalias de potássio da Região dos Lagos – RJ
3.3. Modelo Digital de Terreno (MDT) e Imagem LANDSAT
O modelo digital de terreno (MDT) foi gerado a partir da digitalização de cartas topográficas do
IBGE (Instituto Brasileiro de Geografia e Estatística) e DSG (Serviço Geológico do Exercito).
Inicialmente, foi gerada uma rede de triângulos interpolados (método TIN – Malha Triangular Irregular)
e em seguida gerado uma malha dessa rede utilizando-se o método dos Vizinhos mais Próximos. O
programa utilizado gera o MTI a partir de um conjunto de dados espaciais e, quando associa-se um
valor Z para cada ponto (x,y), uma malha MTI pode ser criada através do método dos Vizinhos
Próximos e assim gerar a malha final. Esta técnica foi escolhida por ter apresentado os melhores
resultados, visto que ela representa o conjunto dos nós vizinhos mais próximos, cuja quantidade e
posição é bem definida e varia de acordo com a distribuição local de nós. Os Vizinhos Próximos podem
ser entendidos como sendo o conjunto único de nós que define a “vizinhança” de um ponto em um
plano. Se a distância entre nós for relativamente grande em alguns lugares, ou pequena em outros, o
conjunto de Vizinhos Mais Próximos irá refletir essa feição (Geosoft, 2000).
A digitalização da topografia foi feita por meio da vetorização semi-automática de um arquivo
tipo “raster” binário para poder obter o vetor da curva de nível cuja precisão cartográfica está
relacionada à qualidade do georreferenciamento. Neste caso, os dados utilizados podem ser
classificados como de boa precisão, pois foram elaborados segundo os padrões cartográficos do IBGE.
A atribuição dos valores altimétricos (Z) às curvas é feita manualmente.
A figura 3.13 apresenta o resultado final do trabalho onde se puderam drapejar as informações
geofísicas disponíveis.
60
Figura 3.13 – Modelo digital de terreno da Região dos Lagos – RJ
Como ferramenta complementar para o estudo, utilizou-se uma imagem de satélite LANDSAT 7
ETM +, cena 217/76. Esta imagem pode ser visualizada sob duas formas: em uma composição colorida
RGB, utilizando-se respectivamente as bandas 5/4/3, ou em uma escala monocromática, a banda 5,
onde características do terreno (geomorfologia, solos e geologia) são mais facilmente observadas.
Em um pré-processamento foi adicionada a esta banda uma outra, chamada Pancromática
(Pansharpened), de modo que a mesma adquirisse maior resolução espacial, atingindo 15 metros
(tamanho do píxel). A imagem foi, então, georreferenciada utilizando-se pontos de controle das cartas
topográficas do IBGE daquela área.
Analisando-se as características de cada canal, é possível verificar as bandas que apresentam
assinaturas espectrais relacionadas às assinaturas radiométricas. Isso demonstra que, através de
análises comparativas e uma criteriosa seleção de algoritmos de classificação, é possível fazer uma
quantificação dessas correlações.
A figura 3.14 a seguir apresenta a imagem LANDSAT 7 georreferenciada.
O MDT realça algumas estruturas tais como contatos geológicos, lineamentos (falhas ou
diques), padrões de drenagem e padrão morfológico. As estruturas de lineamento NE-SW foram
evidenciadas por meio do estudo do padrão morfológico regional (Figuras 3.14 A e B). Também pôde-
se associar as estruturas de maior elevação às principais feições descritas no mapa geomorfológico
(Figura 2.2), tais como os Maciços da Região dos Lago, Tanguá, Rio Bonito e São João. Da mesma
forma também foi possível associar as feições de baixa cota topográfica às superfícies aplainadas ou
as planícies flúvio-marinhas, descritas no mapa geomorfológico. Todas estas estruturas puderam ser
verificadas por meio dos mapas de anomalias magnéticas e seus produtos de realce.
62
Figura 3.14 – Imagem LANDSAT 7 ETM + Cena 217/76.
Figura 3.14 A – Imagem LANDSAT 7 ETM drapejada sobre o Modelo Digital do Terreno – Vista SW-NE.
Figura 3.14 B – Imagem LANDSAT 7 ETM drapejada sobre o Modelo Digital do Terreno – Vista SE-NW.
3.4. Síntese da Metodologia Aplicada
O presente estudo foi realizado aplicando-se várias técnicas de análise dos dados magnéticos
e gamaespectrométricos com o objetivo de melhorar a sua visualização e facilitar sua interpretação.
Com o objetivo de potencializar o nível de informação extraído desses produtos, promoveu-se a
integração, ao longo do estudo, com as informações topográficas do Modelo Digital de Terreno e
Imagens de Satélite.
Os dados magnéticos são eficientes na detecção de contrastes magnéticos comumente
encontrados em feições geológicas subsuperfíciais, enquanto que os radiométricos são freqüentemente
utilizados no mapeamento de feições geológicas superficiais. Sendo assim, espera-se que os dados
magnéticos revelem uma maior riqueza de detalhes nas áreas onde o embasamento não é aflorante e
nas zonas de falha, ao passo que os dados radiométricos revelam maior informação de cunho
geomorfológico nas áreas onde o embasamento está exposto. É também interessante notar que os
dados magnéticos parecem mostrar menor quantidade de informação que os radiométricos nas zonas
onde o embasamento aflora, de modo que não é de se surpreender que os dados radiométricos
revelem menos informação nas áreas sedimentares.
Existe uma grande variedade de métodos de tratamento e interpretação de dados magnéticos
e gamaespectrométricos. Devido às peculiaridades inerentes destes dados, foram escolhidas técnicas
que valorizam a aquisição, de modo a realçar características esperadas para a geologia local. Sabe-se,
porém, que toda técnica de realce e interpretação de dados é desenhada para enfatizar um
determinado aspecto, e que devido a isso certas feições podem ter suas características alteradas.
Neste estudo as ferramentas geofísicas foram usadas com o objetivo de se obter o máximo da
informação geológica dos dados magnéticos e radiométricos observados.
Na figura 3.15 pode ser observado de modo sintético o processo utilizado desde o tratamento
dos dados iniciais até a fase de interpretação dos dados.
66
Tratamento Inicial;
Filtragens;
Interpolação.
%K, eTh, eU, ...
Mag, RTP, Derivadas
Deconvolução de Euler
Produtos Gerados
Modelo Digital de Terreno
Drapejamento dos
produtos
sobre o MDT
Filtragens;
Reamostragem.
n
a
L
d
m
s
e
a
g
a
t
7
m
I
Digitalização;
Atribuição dos valores
hipsométricos;
Interpolação.
Mapa Geológico;
Mapa Geomorfológico.
o
e
ó
G
l
s
g
o
i
c
d
o
a
s
D
Georreferenciamento
INTERPRETAÇÃO
Base de Dados
Levantamento Aerogeofísico (CPRM)
Folhas Topográficas (1:50000) IBGE
Dado Geológico (DRM / CPRM)
Imagem Landsat 7
Figura 3.15 – Fluxograma da metodologia utilizada.
Assim, podem ser sintetizadas as tarefas básicas realizadas para alcançar o objetivo do
trabalho:
• tratamento inicial dos dados geofísicos aerolevantados: para esta tarefa foram utilizadas
ferramentas de filtro, realce e interpolação, as quais serão descritas no capítulo 3;
• extração das unidades e lineamentos magnéticos: Esta etapa envolveu a geração de
produtos como Redução ao Pólo (RTP) e suas derivadas vertical (ZDRV) e horizontal (HDRV). Estas
técnicas são desenhadas para simplificar as anomalias magnéticas observadas entre o pólo magnético
e o Equador. Como assume-se que não existe magnetização remanescente na área, a ferramenta de
Sinal Analítico foi aplicada aos dados com o objetivo de se verificar os resultados obtidos com os
métodos citados acima, uma vez que esta é independente da magnetização;
• estimativa da profundidade do embasamento magnético: foram aplicados dois métodos
para esta estimativa, a Deconvolução de Euler e a Análise Espectral. Estes métodos procuram mapear
tanto o embasamento magnético quanto estruturas geológicas, os quais são fontes de alto contraste de
suscetibilidade magnética.
Os trabalhos foram realizados em duas etapas. A primeira em escala regional e a seguinte em
escala de detalhe. A primeira teve como objetivo o mapeamento regional de feições estruturais e do
comportamento radiométrico e a segunda foi focada utilizando as informações da primeira etapa para a
estimativa do embasamento magnético.
A parte regional do estudo envolveu uma interpretação qualitativa dos dados magnéticos e
radiométricos combinados sobre a área em estudo. O trabalho incluiu o realce das feições magnéticas
usando RTP, HDRV, ZDRV e técnicas de sinal analítico. Os dados gamaespectrométricos foram
usados para mapear as estruturas geológicas superficiais. O modelo digital de terreno e as imagens de
satélite serviram de suporte para estas atividades.
O estudo detalhado objetivou o mapeamento do embasamento magnético e suas feições
estruturais, associando-o com as informações superficiais obtidas dos dados radiométricos. Nesta
etapa foram realizadas interpretações qualitativas bem como quantitativas semi-automáticas dos dados
geofísicos, utilizando técnicas semi-automáticas através da aplicação da Deconvolução de Euler e
análise espectral.
O trabalho final é resultado da compilação de todas as informações obtidas na etapa de
detalhamento, associados com os dados geológicos, modelo digital de terreno e imagens de satélite.
68
4. Espectrometria Gama
4.1. Princípios da Radioatividade
A aplicação da radioatividade nas geociências é baseada no conhecimento das propriedades
físicas das fontes de radiação e em nossa habilidade para detectar estas fontes através da análise de
dados medidos à distância (IAEA, 2003). Este capítulo tem o objetivo de fazer uma revisão dos
princípios da radioatividade, sua descoberta e da Teoria da Radioatividade.
4.1.1. A Radioatividade
Os átomos são as menores partículas de massa com propriedades químicas distintas. Um
átomo consiste em um núcleo cercado por elétrons. O núcleo consiste de prótons carregados
positivamente e de nêutrons sem carga. O diâmetro de um átomo é da ordem 10
-10
m e o diâmetro de
69
um núcleo é da ordem 10
-15
m. Prótons e nêutrons têm massa de 1.67 × 10
-27
kg; já a massa dos
elétrons é de 9.11 × 10
-31
kg com carga elementar de 1.602 × 10
-19
C.
O número de prótons em um núcleo de um elemento X é o número de prótons Z (também
chamado de número atômico). A soma dos prótons e nêutrons é o número de massa A de um átomo.
Os átomos de um elemento que têm o mesmo número atômico e números diferentes de nêutrons (i.e.
números de massa diferentes) são chamados isótopos. Os isótopos são simbolizados por seu símbolo
químico e pelo seu número de massa da seguinte forma:
A
X. Têm propriedades químicas idênticas e
diferentes propriedades físicas.
Os núcleos atômicos de certos isótopos têm excesso de energia, são instáveis e se
desintegram para formar núcleos mais estáveis de um isótopo diferente. Este processo é acompanhado
pela emissão de partículas ou de energia, denominada radiação nuclear. Nuclídeos com esta
característica são chamados radionuclídeos e este processo é chamado de decaimento nuclear ou
desintegração. A lei de decaimento da radioatividade expressa a diminuição no número de átomos de
um radionuclídeo com o tempo:
0t
NNe
t
λ
−
=
4.1
Onde:
t
N
N
= numero de átomos presentes depois do tempo t(s);
0
= numero de átomos presentes no tempo t(0);
λ
= constante de decaimento do radionuclídeo (s
-1
).
Uma constante relacionada, a meia-vida T
1/2
(s), é o tempo necessário para metade dos
radionuclídeos decaírem:
1
2
0,693
T
λ
=
4.2
O produto
N
λ
dá a atividade do radionuclídeo e o decaimento radioativo é independente de
outras condições físicas.
70
4.1.2. Tipos de Decaimento Radioativo
Existem vários tipos de decaimento radioativo. O decaimento alfa é acompanhado pela
liberação de uma partícula alfa que consiste em dois prótons e dois nêutrons. O decaimento Beta
-
se
dá por emissão de um elétron negativamente carregado. O decaimento Beta
+
, menos freqüente, é
acompanhado pela emissão de um pósitron. A captura eletrônica ocorre pela absorção de um elétron
pelo núcleo atômico. A substituição da posição do elétron é seguida pela emissão de radiação
característica (radiação eletromagnética de baixa energia). A Fissão Espontânea ocorre pela divisão de
átomos em dois fragmentos com a subseqüente liberação de nêutrons e energia. O decaimento de um
radionuclídeo normalmente leva o núcleo resultante a um estado de energia excitado, que retorna ao
estado fundamental após emissão de radiação gama.
O tipo de decaimento dos nuclídeos instáveis determina a natureza dos átomos resultantes. As
equações que representam a transição de um elemento X para um elemento Y por um tipo de
decaimento são resumidas a seguir:
A
X Æ
A-4
Y + α (emissão alfa), Z
Y
= Z
X
– 2
A
X Æ
A
Y + β (emissão beta
-
), Z
Y
= Z
X
+ 1 4.3
A
X Æ
A
Y + fóton (captura eletrônica), Z
Y
= Z
X
– 1
Alguns radionuclídeos podem ter mais de um modo de decaimento. Por exemplo, 66 % da
desintegração do
212
Bi é devida à emissão de partícula beta para o
212
Po e 34 % é devida a partícula
alfa para
208
Tl. Independentemente do tipo de radiação, porém, a meia-vida observada é sempre a
mesma.
O decaimento radioativo também ocorre freqüentemente sob a forma de série (ou cadeia), com
um número de produtos de filiação que também são radioativos, e termina em um isótopo estável. Em
um sistema fechado, começando com uma quantidade especificada de um elemento pai, o número de
átomos dos elementos filhos, bem como as suas atividades, cresce gradualmente até atingir o
equilíbrio radioativo da série. Neste instante, as atividades de todos os radionuclídeos da série são
idênticas. Assim, a medida da concentração de qualquer elemento filho pode ser usada para calcular a
concentração de qualquer outro elemento na série de decaimento. Em condições de equilíbrio, esta
relação pode ser expressa da seguinte forma:
71
λ
1
N
1
= λ
2
N
2
= λ
3
N
3
= ... λ
i
N
i
4.4
Exemplos de séries naturais de decaimento são as séries do
238
U,
235
U e
232
Th.
4.1.3. A Natureza Estatística do Decaimento Radioativo
O decaimento radioativo é um fenômeno estatístico. Cada desintegração atômica ocorre de
maneira completa e independente de qualquer outro evento, e o intervalo de tempo entre
desintegrações não é constante. Para um grande número de desintegrações atômicas randômicas de
um particular radionuclídeo, a freqüência do decaimento radioativo é determinada pela distribuição de
Poisson: se
n
é a média da taxa de decaimento, a probabilidade de decaimento P de n núcleos
atômicos, em uma unidade de tempo é:
2
( ) exp( )
!
n
Pn n
n
=
− 4.5
Pela distribuição de Poisson a variança σ
2
de uma distribuição é igual ao seu valor médio,
sendo que σ é o desvio padrão.
A emissão de raios gama é proporcional ao número de átomos desintegrados, e o desvio
padrão pode ser usado para estimar o desvio e os erros nas medidas radiométricas. Se N contagens
são registradas em um tempo t, então o desvio padrão das contagens é:
()N
σ
= N
4.6
onde
N
é contagem média de repetidas medidas. O desvio padrão fracionário de uma
contagem (erro da medida de N) é:
() 1N
N
N
σ
=
4.7
Para uma taxa de contagem n = N/t (cps), o desvio padrão é dado por:
72
()
N
n
tt
σ
==
n
4.8
E o desvio padrão relativo para uma taxa de contagem n (erro da medida de n) é:
() 1n
n
nt
σ
= 4.9
O “desvio provável” (P = 0.5) é 0.674 σ, um múltiplo do desvio padrão. As equações (4.7) e
(4.9) indicam que a precisão das medidas radiométricas pode ser aumentada (a) aumentando as
contagens N, (b) aumentando a taxa de contagem n, e (c) aumentando o tempo de contagem t. Isto
pode ser obtido pelo uso de equipamentos mais sensíveis, melhorando a geometria de medida ou
estendendo o tempo de contagem. Na prática, os erros também são afetados pela radiação de fundo.
Esta radiação deve ser mantida a um mínimo através da proteção do detector. Descrição mais
detalhada da teoria de radioatividade pode ser achada em Adams e Gasparini, 1970, Kogan et al.,
1971, e Mares et al., 1984.
4.1.4. Fontes Naturais de Radiação
Enquanto que muitos elementos que ocorrem naturalmente têm isótopos radioativos, somente
o potássio e as séries de decaimento do urânio e tório apresentam isótopos que produzem radiação
gama de energia e intensidade suficiente para serem detectados por espectrometria gama por serem
relativamente abundantes no ambiente natural. A abundância média destes elementos na crosta está
na faixa de 2 - 2.5 % K, 2 - 3 ppm U e 8 - 12 ppm Th. O
40
K é o isótopo radioativo do potássio e ocorre
com 0.012% do potássio natural. Este isótopo decai para o
40
Ar com a emissão de raios gama com
energia 1.46 MeV. Uma vez que o
40
K ocorre como uma proporção fixa de K em ambiente natural,
estes raios gama podem ser usados para estimar a quantidade total de K presente. A meia-vida do
40
K
é 1.3×10
9
anos (IAEA, 2003).
O urânio ocorre naturalmente com os isótopos
238
U e
235
U que dão origem às séries de
decaimento que terminam respectivamente nos isótopos estáveis
206
Pb e
207
Pb. A meia-vida do
238
U e
do
235
U são de 4.46×10
9
e 7.13×10
8
anos, respectivamente.
73
O tório ocorre naturalmente como o isótopo
232
Th, que dá origem à série de decaimento que
termina no isótopo estável
208
Pb. A meia-vida do
232
Th é 1.39×10
10
anos.
Nas tabelas 4.1 e 4.2 podemos encontrar o esquema de decaimento das séries do
238
U e do
232
Th.
4.1.5. Desequilíbrio Radioativo
O desequilíbrio radioativo ocorre quando um ou mais produtos de decaimento em uma dada
série são completamente ou parcialmente removidos ou adicionados ao sistema. O tório raramente
está em desequilíbrio na natureza. Porém, na série do urânio, o desequilíbrio é comum e pode ocorrer
em várias posições na sua série de decaimento. O
238
U pode ser seletivamente lixiviado com relação
ao
234
U; o
234
U pode ser seletivamente lixiviado com relação ao
238
U; o
230
Th e o
226
Ra podem ser
seletivamente removidos da cadeia de decaimento; e, finalmente, o
222
Rn (gás radônio) é móvel e pode
escapar do solo e rochas para a atmosfera. Dependendo da meia-vida dos radioisótopos envolvidos,
pode levar dias, semanas ou até mesmo milhões de anos para o equilíbrio ser restabelecido.
O desequilíbrio na série de decaimento do urânio é uma importante fonte de erro na
espectrometria gama. As estimativas de concentração do urânio são baseadas na medida das
abundâncias dos isótopos
214
Bi e
214
Pb. Isto ocorre na parte final da cadeia de decaimento radioativo
que pode não estar em equilíbrio com o elemento urânio. Estimativas de concentração de urânio são,
contudo, usualmente registradas como “equivalente de urânio” (eU), uma vez que estas estimativas são
baseadas na suposição das condições de equilíbrio. O tório também é normalmente registrado como
“equivalente de tório” (eTh), ainda que a série de decaimento do tório esteja quase sempre em
equilíbrio.
74
4.1.6. Interação da Radiação Gama com a Matéria
A radiação é composta por um fluxo de partículas elementares e quanta de energia e pode ser
classificada pela sua natureza e energia. São estes fatores que determinam como a radiação interage
com a matéria.
A radiação alfa consiste de partículas alfa carregadas positivamente, tem uma energia inicial de
vários MeV e uma velocidade inicial da ordem 10
7
m/s. Possuem alta ionização e sua faixa de
penetração na matéria é baixa. Estas partículas são absorvidas por aproximadamente 10
-2
m de ar ou
10
-5
m de rocha. As partículas alfa têm uma energia discreta que é específica para cada particular
radionuclídeo.
A radiação beta consiste de elétrons com um espectro de energia contínuo, cujo máximo de
energia depende do radionuclídeo particular. A velocidade inicial das partículas beta pode atingir a
velocidade da luz e sua faixa de penetração depende de sua energia inicial. Para E=2 MeV, a faixa de
penetração é de aproximadamente 8 m no ar e 1 cm na água.
75
Isótopo
1
Radiação
2
Meia - Vida
238
U
α
4,507x10
9
anos
↓
234
Th
β
24,1 dias
↓
234
Pa
β
1,18 min
↓
234
U
α
2,48x10
5
anos
↓
230
Th
α
7,52x10
4
anos
↓
226
Ra
α
1600 anos
↓
222
Rn
α
3,825 dias
↓
218
Po
α
3,05 min
↓
214
Pb
β, γ
26,8 min
↓
214
Bi
β, γ
19,7 min
↓
214
Po
α
1,58x10
4
seg
↓
210
Pb
β
22,3 anos
↓
210
Bi
β
5,02 dias
↓
210
Po
α
138,4 dias
↓
206
Pb Estável -
1 - Isótopos constituindo menos de 2% do decaimento foram excluídos;
2 - Somente os maiores emissores gama foram indicados.
Tabela 4.1 – Esquema de decaimento radioativo da série do 238U (modificado de Grasty & Shives, 1997).
76
Isótopo
1
Radiação
2
Meia - Vida
232
Th
α
1,39x10
10
anos
↓
228
Ra
β
−
6,7 anos
↓
228
Ac
β
−
, γ
6,13 dias
↓
228
Th
α
1,91 anos
↓
224
Ra
α
3,64 dias
↓
220
Rn
α
55,3 s
↓
216
Po
α
0,158 s
↓
212
Pb
β
−
, γ
10,64 h
↓
212
Bi
α (36%)
60,5 min
↓
β
−
(64%), γ
212
Po
α
3,04x10
-7
s
↓
208
Tl
β, γ
3,1 min
↓
208
Pb Estável -
1 - Isótopos constituindo menos de 2% do decaimento foram excluídos;
2 - Somente os maiores emissores gama foram indicados.
Tabela 4.2 – Esquema de decaimento radioativo da Série do 232Th (modificado de Grasty & Shives, 1997).
77
A radiação beta que atravessa a matéria perde sua energia por ionização, gera radiação
eletromagnética e os pósitrons que atravessam a matéria se combinam com os elétrons e gerando
duas aniquilações emitindo gamas de energia 511 keV cada.
A radiação gama é parte do espectro eletromagnético e, por isso, viajam à velocidade da luz
(c), têm uma energia discreta (E), freqüência (f) e comprimento de onda (λ), os quais estão
relacionados por:
E = hf = hc/
λ
4.10
onde h = constante de Planck (6.6261x10
-34
Js)
A radiação eletromagnética de energia E < 40 keV é denominada raios X. Os raios gama, por
outro lado, incluem a parte do espectro eletromagnético onde E > 40 keV.
Os raios gama interagem com átomos da matéria por três principais processos (ICRU, 1994). O
efeito fotoelétrico, espalhamento Compton e produção de pares. O efeito fotoelétrico é o processo de
absorção que ocorre predominantemente a baixas energias, e que consiste na absorção de radiação
gama por um elétron. No espalhamento Compton predominam as energias moderadas e corresponde a
uma colisão de um fóton incidente com um elétron. O fóton incidente perde parte de sua energia para o
elétron e é “espalhado” com um ângulo para sua direção original. A produção de pares ocorrem a
energias maiores que 1.02 MeV, sendo o processo pelo qual um fóton incidente é completamente
absorvido e resulta na criação de um par elétron-pósitron no campo eletrostático de um núcleo. A
probabilidade de um fóton interagir com a matéria depende da energia E do fóton e da composição da
matéria. A Figura 4.1 ilustra a relação entre os processos de espalhamento e absorção, a energia do
fóton incidente e o número atômico do meio. Para raios gama de origem natural (E até 2.615 MeV) e
para os materiais que incluem rocha, água e ar, o espalhamento Compton é o processo de interação
dominante.
78
Figura 4.1 – Processos de espalhamento e absorção (Modificado de International Atomic Energy Agency, 2003).
Tipicamente, raios gama perdem energia através de colisões sucessivas no espalhamento
Compton, até que os fótons sejam absorvidos através do efeito fotoelétrico. Como resultado da
interação dos raios gama com a matéria, a intensidade da radiação decresce com a distância da fonte.
A faixa de atenuação da radiação gama natural é de aproximadamente 700 m no ar, até 0.5 m em
rochas ou alguns cm no chumbo. Os raios gama têm uma energia discreta que é específica para cada
radionuclídeo particular. Uma vez que, os raios gama são os componentes da radiação natural que
mais penetram na matéria, eles são largamente usados no estudo de radiação ambiental.
4.1.7. Detecção Nuclear
A radiação ionizante pode ser medida através dos efeitos físicos e químicos de sua interação
com a matéria. Os métodos de campo e de laboratório são baseados principalmente nas propriedades
da radiação e no uso de instrumentos que convertem a radiação em sinais elétricos.
Câmaras de ionização, contadores proporcionais e Geiger-Muller, detectores de
termoluminescência e vários detectores mecânicos e químicos são usados para monitorar e quantificar
a radiação α, β, γ e nêutron do ambiente. A eficiência de um detector é uma medida da probabilidade
de que um fóton incidente seja absorvido no detector. Já a resolução de um detector é uma medida de
sua capacidade de distinguir entre dois raios gama de energias próximas. É normalmente definida
como o comprimento máximo de um fotopico a metade da amplitude máxima (FWHM) dividido por sua
79
energia. Instrumentos usados em espectrometria gama “in-situ” normalmente são especificados pela
resolução da energia do fotopico do
137
Cs a 662 keV. O tempo morto se refere ao tempo finito requerido
para um detector processar um partícula individual de radiação. Durante este tempo todos os pulsos
que chegam ao detector são ignorados. O tempo morto, portanto, deve ser o menor possível.
Os contadores de cintilação consistem em um material cintilador e um fotomultiplicador. Um
fóton de raio gama incidente interage com o material do cristal de cintilação para produzir cintilações.
Estes fótons de luz visível induzem a liberação de elétrons do fotocatodo do fotomultiplicador. Os
contadores de cintilação, ou cintilômetros, são amplamente usados na espectrometria de raios gama.
Cristais de iodeto de sódio ativado com tálio (NaI(Tl)) são usados principalmente como detectores em
levantamento de raios gama em campo e em laboratórios. Eles têm uma eficiência de até 100% para
energias baixas, porém são um pouco menos eficientes na faixa de energias altas. Seu tempo morto é
da ordem 10
-7
s e sua resolução para
137
Cs a 662 keV está na faixa de 7-10%, dependendo do volume
e qualidade do detector. Cristais de grandes volumes são uma vantagem quando aplicados a
levantamento aéreo onde os tempos de medida são necessariamente curtos.
Descrições mais detalhadas sobre detectores e dispositivos radiométricos podem ser achadas
em Rossi e Staub (1949), Adams e Lowder (1964), IAEA (1979), IAEA (1989), ICRU (1994), IAEA
(1991) e IAEA (2003).
4.2. Fundamentos de Espectrometria Gama
4.2.1. Fontes de Radiação Gama
Cada fóton gama tem uma energia discreta e esta energia é característica do emissor. Isto
forma a base da espectrometria de raios gama: pela medida da energia dos fótons gama, podemos
determinar a fonte da radiação.
As fontes naturais de radiação são derivadas dos radioisótopos sintetizados durante a criação
do sistema solar. Devido à sua longa meia vida existem até hoje. Destes, o potássio (
40
K), o urânio
(
238
U,
235
U e elementos filhos) e tório (
232
Th e elementos filhos) são os únicos radioisótopos que
80
produzem raios gama de alta energia de intensidade suficiente para serem usados no mapeamento de
raios gama.
A radiação não originária de fontes geológicas é usualmente chamada de ‘’radiação de fundo’’
e é removida durante o processamento dos dados. Existem três fontes principais de radiação de fundo:
radiação atmosférica, radiação cósmica e radiação instrumental.
O radônio atmosférico (
222
Rn), e seus produtos filhos, são a principal fonte de radiação de
fundo. O
222
Rn é móvel e pode escapar das rochas e solo e se acumular na atmosfera. Seus produtos
filhos (
214
Bi e
214
Pb) se agregam aos aerossóis e partículas de poeira emitindo radiação durante o seu
decaimento.
Os raios gama de alta energia e raios cósmicos reagem com átomos e moléculas na atmosfera
e geram uma radiação secundária complexa. Esta radiação reage com a matéria circundante para
produzir uma radiação cósmica de fundo.
A radiação de fundo instrumental se refere à radiação decorrente dos traços de K, U e Th no
detector e nos equipamentos vizinhos, incluindo a radiação da aeronave ou veículo. Esta componente
de radiação de fundo é constante.
4.2.2. Geoquímica dos Radioelementos
O potássio, o urânio e o tório são os principais radioelementos responsáveis pela
radioatividade natural das rochas. Todos eles são litófilos e estão concentrados preferencialmente nas
rochas ígneas ácidas (Vasconcellos et al. 1994).
4.2.3. Potássio
O potássio é um dos principais componentes da crosta da Terra (2.35%). Ele é alcalino de
características químicas simples. Os principais minerais à base de potássio são os feldspatos
potássicos (principalmente ortoclásio e microclínio com aproximadamente 13% de potássio) e micas
81
(biotita e muscovita com 8% de potássio, aproximadamente) e, conseqüentemente, apresentam teores
altos em rochas ácidas (granitos, sienogranitos, leucogranitos, etc.) e baixos em rochas máficas
(dunitos, peridotitos, etc). O comportamento destes materiais frente ao intemperismo determina o
conteúdo de radioelementos nas rochas intemperizadas e solos. Durante esse processso os minerais
potássicos serão destruídos na ordem biotita – feldspato potássico – muscovita. O potássio é liberado
durante o intemperismo e forma minerais como illita, podendo ser adsorvido em menores quantidades
dentro de argilas, como por exemplo, em montmorilonitas (Dickson & Scott 1997).
O potássio é detectado pela emissão dos raios gama emitidos na faixa 1,46MeV pelo
decaimento do
40
K. Esse isótopo constitui 0,02% do potássio natural e é, portanto, uma medida direta
do conteúdo de potássio no terreno.
4.2.4. Urânio (
238
U)
O urânio é um dos radioelementos com menor concentração na crosta da Terra
(aproximadamente 2,5ppm). Sua química é dominada por dois estados de valência U+6 e U+4. A forma
mais reduzida, U+4 está geralmente contida em minerais insolúveis, ao contrário da forma mais
oxidada, U+6, onde em associação com complexos de CO3-2, SO4-2 e PO4-3, podem formar muitos
minerais solúveis. A mobilidade do U+6 é modificada pela adsorção de óxidos de ferro hidratados,
argilas e colóides e pela redução de minerais à base de U+4 insolúveis quando ambientes redutores
encontram água (Dickson & Scott 1997).
O urânio pode estar presente nas rochas tanto em minerais à base de óxido como em silicatos,
como por exemplo, uraninita e uranotorita, em minerais com urânio primário, como em monazita,
xenotímio e zircão; como em quantidades traço em outros minerais, ou nos contatos intergranulares,
possivelmente em óxidos e silicatos. O urânio liberado pela quebra de minerais durante o intemperismo
pode ser retido em óxidos de ferro autigênicos e argilominerais ou precipitado sob condições redutoras,
formando, em condições favoráveis, depósitos de urânio (Dickson & Scott 1997).
82
4.2.5. Tório (
232
Th)
O tório possui concentração de aproximadamente 12 ppm na crosta da Terra, ocorrendo nos
estados de valência Th+4 e Th+3, sendo esses raros na natureza e instáveis em ambiente aquoso. A
solubilidade dos complexos de tório é, geralmente, baixa, exceto em soluções ácidas. Entretanto,
compostos orgânicos podem auxiliar na solubilidade do tório em condições de pH neutro.
Segundo Dickson & Scott (1997), o tório pode estar presente em allanita, monazita, xenotímio e
zircão em níveis maiores que 1000ppm ou em quantidades traço nos minerais principais. Os principais
minerais de tório primário (monazita e zircão) são estáveis durante o intemperismo e podem se
acumular em minerais pesados em depósitos de areia. O tório liberado pela quebra de minerais durante
o intemperismo pode ser retido em minerais hidratados ou oxidados à base de ferro ou titânio e com
argilas. Tal como o urânio, o tório pode também ser transportado adsorvido em argilas coloidais e
óxidos de ferro.
Devido à semelhança química do tório com elementos como o zircônio (Zr), háfnio (Hf), e
certos elementos terras raras, especialmente o cério (Ce) (Boyle 1982), os minerais formados por
esses elementos, são passíveis de conter Th a partir de substituições iônicas. Assim, são freqüentes as
seguintes trocas: de Zr por Th, em minerais de zircônio; ítrio (Y), Ce, e outros lantanídeos por Th na
maioria dos minerais de terras raras; U por Th em certos minerais de urânio como resultado da
similaridade dos raios iônicos. Preso em minerais de torianita e torita, ou pela substituição iônica de
elementos quimicamente semelhantes, ou ainda fixado pela adsorção em complexos coloidais
argilosos e em óxidos/hidróxidos de ferro, o tório tetravalente só é transportado quando os colóides são
incorporados à solução do solo ou, ainda, se os mesmos sofrerem uma mobilização biológica.
83
4.2.6. Distribuição dos Radioelementos nas Rochas
Dickson & Scott (1997), utilizando medidas de radioatividade de K, U (
226
Ra) e Th (
228
Ra) em
solos e rochas na Austrália, em laboratório, verificaram que há um aumento no conteúdo dos
radioelementos com relativo aumento no conteúdo de sílica em rochas ígneas, como, por exemplo,
rochas ácidas têm maior conteúdo de radioelementos do que rochas máficas a ultramáficas. A Figura
4.2 sumariza o conteúdo de sílica com a média no conteúdo dos radioelementos para as rochas
australianas.
Os dados disponíveis para rochas metamórficas sugerem que, dependendo de que protólito
originou-se a rocha, o metamorfismo não afeta o conteúdo dos radioelementos. Rochas sedimentares
geralmente refletem o conteúdo de radioelementos da rocha fonte. Em sedimentos imaturos derivados
de rochas graníticas podemos esperar um aumento no seu conteúdo, mas em sedimentos imaturos
ricos em quartzo, podemos esperar baixos valores.
Figura 4.2 – Conteúdo de sílica versus média no conteúdo dos radioelementos (modificado de Dickson e Scott, 1997).
84
Vasconcellos et al. (1994) enfatizam a abundância dos radioelementos nos principais litotipos
ígneos ultramáficos a ácidos. Segundo os autores, os níveis radioativos das rochas ígneas podem estar
correlacionados a alguns fatores tais como:
• teor de sílica;
• idade relativa numa série cogenética;
• posição dentro de um único plúton.
A radioatividade das rochas ígneas, devida ao urânio e tório, provém de três fontes:
• minerais acessórios moderadamente radioativos;
• minerais essenciais fracamente radioativos;
• material radioativo localizado entre os grãos e em defeitos estruturais de minerais.
4.2.7. Distribuição dos Radioelementos nos Solos
Efeitos como movimentação de solos, tempestades, vegetação, coberturas não radioativas,
intemperismo e movimentos de fontes aéreas em baixa atmosfera podem prejudicar a interpretação
dos dados aerogamaespectrométricos.
Vasconcellos et al. (1994) salientam que as coberturas de solos geralmente têm forte efeito
supressivo na intensidade da radiação dos raios gama. Portanto, ainda que a concentração relativa dos
radioelementos nos solos permaneça praticamente a mesma que nas rochas fontes, a diminuição da
radioatividade ocorrerá devido à cobertura de solo e, como resultado disto, as rochas podem
apresentar radioatividade menor, dando a impressão de serem mais máficas do que são.
Wildford et al. (1997) utilizaram aerogamaespectrometria para estudar os efeitos dos
radioelementos nos solos e regolitos australianos. Eles identificaram que a água e a mistura de solos
podem atenuar os efeitos da radiação gama, bem como a vegetação, dependendo da densidade da
85
cobertura. As respostas da radiação gama in situ de regolitos intemperizados podem ser agrupadas de
acordo com o tipo de rocha inicialmente intemperizada.
Regolitos associados com rochas metamórficas podem refletir heterogeneidade litológica das
rochas e solos com relevos médios a altos (> 30m). A resposta da radiação gama em materiais
parcialmente intemperizadas é essencialmente equivalente à resposta da rocha fonte. No entanto, a
resposta da radiação gama sobre esses solos está diretamente relacionada à geoquímica da rocha.
Regolitos associados às rochas graníticas australianas possuem uma resposta de radiação gama que
reflete a composição química e a mineralogia dos granitos recobertos. Granitos do tipo-S geralmente
refletem valores maiores em potássio e tório do que solos produzidos em granitos do tipo-I. 10
Wildford et al. (1997), utilizando também mapas ternários dos elementos com pseudocoloração
RGB, onde K é representado por vermelho, eTh por verde e eU por azul, permitiram auxiliar na
estimativa da correlação geoquímica em estudos de solos e regolitos nas áreas de Ebagoola, Wagga
Wagga e Sir Samuel, localizadas ao norte, sul e oeste da Austrália, respectivamente. A resposta
aerogamaespectrométrica foi agrupada de acordo com o tipo de rocha inicialmente intemperizada.
Onde rochas ou solo/regolito são pouco espessos, a resposta dos raios gama está diretamente
relacionada aos minerais primários das rochas e à sua geoquímica e, subordinadamente, minerais
associados com mineralizações, como por exemplo, alteração potássica.
Dickson & Scott (1997) discutem os principais efeitos do intemperismo nas rochas vulcânicas
ácidas e máficas e sua relação com o conteúdo dos radioelementos. O intemperismo em rochas
vulcânicas ácidas geralmente produz solos com perdas nos três radioelementos. Solos sobre rochas
vulcânicas intermediárias (incluindo andesitos de baixo K) produzem reduções no conteúdo de potássio
radioativo, mas valores similares nos conteúdos de urânio e tório de suas rochas fontes.
4.2.8. Espectrometria da Radiação Gama
As séries de decaimento do U e Th e o K têm espectros característicos, Figura 4.3. Cada
espectro mostra energia e intensidade relativas das emissões de raio gama na série de decaimento.
Contudo, a energia destes fótons originais é reduzida pelo espalhamento Compton na fonte, no
detector e na matéria entre a fonte e o detector. A Figura 4.4 mostra um fluxo de raios gama simulado
86
devido ao K, U e Th a 300 metros de altura (Kirkegaard e Loveborg, 1974). Cada radioelemento gera
uma forma de pico representando a energia do fóton transmitida diretamente, o qual é superposto ao
espectro dos fótons por espalhamento Compton, mostrando um contínuo de energias até a energia
máxima do fóton emitido pelo isótopo. Este contínuo de energias é devido a eventos de espalhamento
simples ou múltiplos entre a fonte e o detector.
Na prática é impossível registrar o espectro do fluxo de raios gama mostrado na Figura 4.4,
pois a forma do espectro medido é também uma função da resposta do detector.
Figura 4.3 – Exemplos de séries de decaimento do U e Th e o K (Modificado de International Atomic Energy Agency, 2003).
87
Figura 4.4- Exemplo de espectro do fluxo de raios gama - K simulado (Modificado de International Atomic Energy Agency, 2003).
4.2.9. Geometria Fonte-Detector
A espessura da fonte tem um efeito significativo na forma do espectro observado. Com o
aumento desta espessura tem-se a formação do contínuo Compton devido ao espalhamento e assim
os fotopicos são então reduzidos com relação à radiação de fundo Compton. Uma vez que os fótons de
baixa energia são mais facilmente atenuados que os fótons de alta energia, este efeito é mais
pronunciado a energias mais baixas.
88
A radiação pode ser atenuada na fonte e pelo material entre a fonte e o detector, sendo que a
forma do espectro observado depende da quantidade deste material. Com o aumento da atenuação, os
fotopicos são reduzidos em relação à energia. Os espectros medidos são, assim, funções da
concentração e geometria da fonte, da altura do detector sobre o solo e da função de resposta do
detector.
Exemplos típicos de espectros de K, U e Th aerolevantados registrados com um longo período
de integração são mostrados na figura 4.5. Este espectro foi registrado no solo usando fontes
radioativas especialmente construídas. Foi ainda utilizada madeira na proteção do detector, simulando
assim atenuação dos raios gama pelo ar.
Figura 4.5 – Exemplo de espectros de K, U e Th aerolevantados (Modificado de International Atomic Energy Agency, 2003).
89
4.2.10. Medida da Radiação Gama
Espectrômetros de raio gama modernos possuem tipicamente 256 (ou 512) canais na faixa de
energia 0 – 3 MeV. Cada canal registra todos os raios gama absorvidos pelo detector com energia
numa uma faixa de 11.7 keV. A figura 4.6 mostra um espectro típico da radiação gama em um
aerolevantamento.
Figura 4.6 – Exemplo de espectro típico em aerolevantamento (Modificado de International Atomic Energy Agency, 2003).
A precisão com a qual um espectrômetro pode medir a energia de um raio gama é conhecida
como resolução de energia do espectrômetro. Ela é usualmente medida como o comprimento total de
um fotopico na metade da amplitude máxima (FWHM) e expressa a percentagem da energia de
fotopico. Resoluções típicas para detectores de NaI de grandes volumes são 10% para
137
Cs a 0,662
MeV e 7% para
208
Tl a 2,61 MeV. A aproximação convencional para aquisição e processamento de
dados espectrométricos de raios gama é monitorar 3 ou 4 janelas espectrais relativamente largas
(Figura 4.6, Tabela 4.3). A janela de energia do K monitora os raios gama de 1.46 MeV emitidos pelo
40
K. A janela de energia do U e Th monitoram as emissões dos produtos de decaimento das séries de
decaimento do U e Th. Estas janelas são geralmente aceitas como as mais satisfatórias para as
medidas de K, U e Th.
90
Janela Nuclídeo Faixa de Energia (MeV)
Contagem Total - 0.400 – 2.810
Potássio
40
K (1460 MeV) 1.37 – 1.57
Urânio
214
Bi (1765 MeV) 1.66 – 1.86
Tório
208
Tl (2614 MeV) 2.41 – 2.81
Tabela 4.3 - Aproximação convencional para aquisição e processamento
4.2.11. Efeitos Ambientais
A quantidade de material capaz de atenuar a radiação entre a fonte radioativa e o detector de
raios gama afeta consideravelmente a medida da radiação. Em espectrometria de raios gama aérea a
altura do detector sobre o solo exerce um grande efeito. Dez metros de ar afetarão a medida da
radiação em aproximadamente 7%. O material não radioativo pode reduzir significativamente a saída
de radiação da superfície da terra. Dois centímetros de cobertura, por exemplo, podem reduzir em 35%
a radiação que penetra na superfície do solo. Uma vegetação densa pode ter o mesmo efeito.
Mudanças de temperatura e pressão podem levar a uma mudança da densidade do ar em até
30%. Isto afeta a atenuação dos raios gama na mesma extensão. O radônio atmosférico preso em
camadas de inversão de temperatura perto do solo podem afetar as estimativas da radiação de fundo
em levantamentos aéreos.
A umidade do solo pode ser uma fonte significativa de erro em levantamentos de raios gama.
Um aumento de 10% na umidade do solo irá diminuir aproximadamente a mesma quantidade da taxa
de medida. As chuvas podem ter um grande efeito na estimativa do urânio. Produtos filhos do radônio
na atmosfera se agregam a partículas de poeira. A precipitação radioativa destas partículas pela chuva
pode levar a um aparente acréscimo de mais de 2000% na concentração de U no solo (Charbonneal e
Darnley, 1970).
Grasty (1997) mostrou que um alto conteúdo de umidade no solo pode levar a um aumento nas
concentrações de urânio. Existem dois componentes de
222
Rn em solos – nas frações de emanação
liberadas através dos poros do solo e na fração não emanada que é presa nas partículas do solo. A
91
fração emanada varia tipicamente entre 20 e 40% da concentração total do
222
Rn. A concentração da
fração emanada de um solo sob três diferentes condições de umidade é mostrada na Figura 4.7. Os
coeficientes de difusão (0,05 cm
2
/s para solo seco, 0,002 cm
2
/s para solo úmido e 0,00001 cm
2
/s para
solo saturado) são os mesmos daqueles usados por Grasty (1997). Desse modo, o Rn escapa mais
facilmente do solo seco que do úmido.
O efeito da topografia pode ser significativo tanto para levantamentos aéreos quanto para
terrestres. Ambos devem estar calibrados para uma geometria de superfície 2π. Uma estimativa de
campo para as concentrações dos radioelementos são, deste modo, baseadas na suposição de uma
fonte de geometria 2π.
Figura 4.7 - Concentração da fração de Rn emanada do solo (Modificado de International Atomic Energy Agency, 2003).
4.3. Espectrometria Gama Aérea
4.3.1. Instrumentação
Sistemas espectrométricos aéreos modernos tipicamente incluem um detector que consiste em
pelo menos dois cristais detectores de 16,4 litros. Cada conjunto consiste de quatro cristais de NaI(Tl)
em um container isolado termicamente. Estes sistemas monitoram continuamente a posição do canal
de um fotopico proeminente e automaticamente ajustam o ganho dos fotomultiplicadores para manter a
estabilidade do espectro. Estes espectrômetros registram 256 canais de dados na faixa de energia de 0
92
a 3 MeV. Uma janela adicional (janela cósmica) monitora todas as radiações acima de 3 MeV, sendo
que estas medidas são realizadas pelo menos uma vez por segundo. Os sistemas detectores aéreos
também podem ser configurados com um cristal NaI adicional montado acima dos quatro cristais
principais. Os cristais principais, desta forma, protegem parcialmente o cristal adicional das radiações
do solo. O cristal adicional (detector ‘’upward-looking’’) pode ser usado para estimar a concentração do
Rn atmosférico.
4.3.2. Aquisição
Levantamentos geofísicos aéreos são normalmente realizados em uma malha regular com
espaçamento entre linhas de vôo dependente da aplicação. Nos levantamentos detalhados utilizados
para mapeamento geológico e ambiental, as linhas de vôos são normalmente separadas de 50 a 400
metros. Em levantamentos de cunho regional, os espaçamentos entre as linhas podem ser de 1 km ou
mais. Os levantamentos são nomalmente realizados a uma altura constante de 40 a 100 metros sobre
o solo. Esta é a chamada altura ‘’nominal’’ da aeronave sobre o solo. O conjunto complementar de
linhas (linhas de controle) é feito perpendicularmente às linhas de vôo, com um espaçamento de
aproximadamente cinco vezes o espaçamento entre linhas de vôo. Existe um conflito óbvio na
aquisição de dados entre a taxa de contagem observada, a precisão das medidas, o tempo de
amostragem, velocidade da aeronave e resolução espacial dos dados. Os dados espectrométricos são
geralmente adquiridos em intervalo de amostragem de 1 segundo. Esta densa amostragem ao longo
das linhas, com ausência de dados entre elas, é típica dos levantamentos aéreos. Alguns
procedimentos de redução de dados podem requerer que os dados de raios gama sejam somados em
intervalos de tempo (‘’intervalo de integração’’) para reduzir os erros associados a cada canal de
contagem. Contudo, o dado processado final é invariavelmente apresentando com um intervalo
amostral de 1 segundo.
93
4.3.3. Calibração
As principais correções que devem ser aplicadas aos dados de raios gama aéreos são:
correção da radiação de fundo, correção de ‘’stripping’’, correção de altura e correção de sensibilidade.
Para cada uma destas correções a abordagem da calibração é empírica. Por exemplo, a resposta do
sistema detector às variações na altura do vôo ou às concentrações dos radioelementos no solo são
objetos de medida. Existem quatro principais procedimentos para aquisição de dados para calibração:
vôo de calibração a grandes altitudes para correção de radiação de fundo, calibração no solo sobre
fontes radiativas para determinar as razões de ‘’stripping’’, vôos de calibração sobre uma linha de
calibração para determinar os coeficientes de atenuação de altura e coeficientes de sensibilidade e
vôos para medir o espectro do radônio.
4.3.3.1. Vôo de Calibração a Grandes Altitudes
Estes vôos são normalmente realizados sobre corpos d’água em áreas onde existem baixas
concentrações de radônio atmosférico. Os espectros são medidos em uma faixa de alturas –
tipicamente 1, 1,5, 2, 2,5, 3, 3,5 km sobre a água. Quinze minutos de acumulação para cada altura é
suficiente para um detector de 33 litros. Os dados são processados para estimar ruído de fundo da
aeronave e cósmico.
4.3.3.2. Calibração no Solo
Uma vez que os espectros de K, U e Th se sobrepõem, as razões de “stripping” empiricamente
derivadas são usadas para corrigir a taxa de contagem da janela de cada elemento dos efeitos de
outros elementos (cauda Compton). Medidas sobre blocos de concretos com concentrações
conhecidas dos radioelementos são usados para calcular a razões de stripping. Quatro blocos são
necessários. Três deles têm concentrações anômalas conhecidas de K, U, Th, respectivamente. O
quarto está associado ao ruído de fundo. A calibração tem resultado melhor com um detector montado
na aeronave e cada bloco posicionado, ao redor, abaixo do detector e sob a barriga da aeronave. Se
dois detectores estiverem presentes, a calibração deve ser realizada para cada detector. Em alguns
94
casos pode ser impraticável realizar a calibração com os detectores montados na aeronave. Neste
caso a calibração pode ser realizada posicionando o sistema de detectores diretamente nos blocos de
calibração.
4.3.3.3. Radiação de Fundo devido ao Radônio
A necessidade de calibração depende do método de estimativa da radiação de fundo que está
sendo aplicada. Para o espectro completo, um espectro do radônio pode ser medido através de um vôo
sobre água na presença do radônio, sendo, então, subtraídos os componentes da aeronave e
cósmicos.
4.3.3.4. Monitoramento da Estabilidade Espectral
Espectrômetros modernos autoestabilizáveis geralmente mantêm a posição do fotopico na
posição correta (~17 KeV). Contudo, em sistemas mais antigos, com temperatura estabilizada, a
posição do fotopico do Th a 2.61 MeV podia derivar para até quatro canais durante o curso do vôo do
dia. Isto pode introduzir erros significativos nos dados gama processados.
A estabilidade espectral é monitorada fazendo o gráfico do espectro médio para cada linha,
mostrando, desta forma, a posição real dos fotopicos de K e Th, com relação às suas posições
nominais no espectro.
4.3.3.5. Processamento de Dados e Procedimentos de Calibração
O papel do processamento de dados é separar os dados observados das influências que não
estão relacionadas à geologia e que, portanto, reduzem as estimativas das taxas de contagem aéreas
devidas às concentrações no solo dos radioelementos.
95
4.3.3.6. Pré-processamento
O pré-processamento é essencialmente parte do controle de qualidade e deve ser realizado em
campo. Usualmente inclui procedimentos como validação dos dados registrados e checagem de dados
ausentes ou valores espúrios.
Alguns destes parâmetros medidos devem ser filtrados como parte deste pré-processamento.
O radar altimétrico é ligeiramente filtrado para suavizar rápidas mudanças que podem ocorrer em
terreno acidentado. O canal cósmico possui uma filtragem mais densa para reduzir ruídos estatísticos.
De qualquer modo, o dado bruto deve ser arquivado no caso de haver necessidade de
reprocessamento.
4.3.3.7. Correção de Tempo Morto
Os espectrômetros necessitam de um tempo finito para processar cada pulso do detector.
Quando um pulso está sendo processado, todos os outros pulsos que chegam são automaticamente
rejeitados. O tempo de contagem total disponível é então reduzido por um tempo usado para processar
todos os pulsos (tempo morto). O tempo durante o qual o espectrômetro está recebendo pulsos é o
‘’tempo vivo’’. O tempo morto é então a diferença entre o tempo de acumulação e o tempo vivo. A
correção é normalmente pequena, mas pode ser significativa em áreas de alta radioatividade. Um
tempo morto típico seria da ordem de 5 a 15 μs/pulso e pode ser corrigido segundo a equação:
1
N
Ct
=
n
−
4.11
Onde,
N = taxa de contagem corrigida
n = taxa de contagem observada
C = taxa de contagem total em todos os canais
t = tempo morto do equipamento por pulso
Este procedimento de calibração é baseado na suposição que o tempo morto total é nt, onde n
é o número total de contagens registradas.
96
4.3.3.8. Calibração da Energia
Os espectrômetros são afetados pela flutuação de energia no espectro medido. Esta flutuação
é causada por mudanças nos ganhos nas válvulas fotomultiplicadores e resulta de oscilações nas
fontes de alta tensão e nas mudanças de temperatura. Espectrômetros modernos possuem funções de
autoestabilização e a flutuação total com estes instrumentos é menor que a largura de um canal. O
procedimento de calibração de energia é baseado na estimativa da posição do fotopico proeminente no
espectro observado.
4.3.3.9. Correções da Radiação de Fundo e da Aeronave
O procedimento de calibração para estimativa do espectro da aeronave e o espectro cósmico
normalizado requerem a aquisição do espectro sobre água a diferentes alturas em uma área onde o
radônio atmosférico é mínimo. O espectro medido é a soma dos componentes da aeronave (constante)
e a componente cósmica. Além disso, a taxa de contagem da janela cósmica de 3 a 6 MeV é
linearmente relacionada com as taxas de contagem no “enésimo” canal de energia. Exemplos de
espectros cósmicos e da aeronave são mostrados nas figuras 4.8 e 4.9.
Figura 4.8 – Exemplo de espectro de raios cósmicos (Modificado de International Atomic Energy Agency, 2003).
97
Figura 4.9 – Espectros de espectro da aeronave (Modificado de International Atomic Energy Agency, 2003).
4.3.3.10. Correção da Radiação de Fundo do Radônio
Existem três procedimentos para remover a radiação atmosférica de fundo. O ‘’método da
razão-espectral’’ e o método do ‘’espectro completo’’, que usam a forma do espectro de raios gama
para estimar a concentração do radônio atmosférico. Uma abordagem alternativa é feita através do uso
de um detector ‘’Upward-looking’’, que mede a radiação que incide na parte superior da aeronave. Este
detector dá ao espectrômetro uma sensibilidade direcional capaz de distinguir entre o radônio
atmosférico e as fontes de radiação terrestres.
Todos os três métodos requerem espectros de boa qualidade sendo que a concentração do
radônio é estimada pelo espectro acumulado em um longo intervalo de tempo – tipicamente 200 a 600
segundos, dependendo do método. Os métodos da “razão-espectral” e “do espectro completo” operam
em espectros multicanais. O método que utiliza o detector upward-looking requer uma janela de dados.
Neste caso os espectros são somados nas janelas convencionais antes da estimativa da radiação de
fundo.
4.3.3.11. Correção de “Stripping”
A correção de “stripping” é usada para corrigir as taxas de contagem das janelas do K, U e Th
que não são devidas a seus particulares radioelementos ou série de decaimento, uma vez que, devido
ao efeito Compton, os espectros destes radioelementos interferem nas janelas de contagem uns dos
outros. Por exemplo, contagens devidas ao tório aparecem nas janelas do urânio e do potássio, e
contagens devidas ao urânio aparecem na janela do potássio. As correções aplicadas são
apresentadas abaixo:
98
()
1
α
−
=
−
Th U
Th corr
nan
n
a
()
1
α
α
−
=
−
UT
Ucorr
nn
n
a
h
)
4.12
() () (
β
γ
=
−−
K
corr K Th corr U corr
nnn n
onde α, β, γ e a são chamadas de razão de “stripping” (Figura 4.10):
− α são as contagens na janela do U devido ao Th para uma fonte pura de Th;
− β são as contagens na janela do K devido ao Th para uma fonte pura de Th;
− γ são as contagens na janela do K devido ao U para uma fonte pura de U;
− a são as contagens na janela de Th devido ao U para uma fonte pura de U.
As razões de “stripping” são calculadas a partir de experimentos de calibração sobre blocos
com teor conhecidos em U, Th e K. O processamento dos dados de calibração para as razões de
“stripping” do sistema é o mesmo para os espectrômetros portáteis. Porém, para levantamentos aéreos
uma correção deve ser aplicada às razões de “stripping” devido à altura de vôo (IAEA, 1991). Estes
fatores de correção são dados na tabela 4.4.
99
Figura 4.10 – Espectros mostrando o efeito da interferência entre os canais de contagem do U, Th e K e as janelas corrigidas utilizando as
razões de “stripping” (Modificado de International Atomic Energy Agency, 2003).
Razão de Stripping Acréscimo em Metros
α
0.00049
β
0.00065
γ
0.99969
Tabela 4.4 - Fatores de correção de “stripping” (Segundo International Atomic Energy Agency, 2003).
100
4.3.3.12. Correção de Altura
Em aerolevantamentos a altura do detector muda continuamente ao longo da linha de vôo e,
dessa forma, a janela de dados deve ser corrigida para a altura nominal do levantamento. As taxas de
contagem nas janelas variam de modo aproximadamente exponencial de acordo com a altura para a
faixa de alturas normalmente encontradas no aerolevantamento. Uma estimativa da taxa de contagem
na altura nominal do levantamento é determinada por
()Hh
μ
0
nne
−
−
=
4.13
onde:
μ = janela do coeficiente de atenuação (metros);
n
o
= taxa de contagem observada na altura; e
n = taxa de contagem corrigida para a altura nominal H.
4.3.3.13. Nivelamento dos Dados
Mesmo após o processamento, os dados radiométricos aerolevantados podem ainda possuir
um erro residual de longo comprimento de onda – particularmente nas janelas de contagem total e do
urânio. Isto ocorre devido a uma combinação de erros na estimativa da radiação de fundo e ao efeito
da umidade no solo. Um, ou mais, dos seguintes métodos são usados para corrigir os dados:
(a) Nivelamento Convencional Usando Linha de Vôo de Controle. As linhas de controle são
voadas perpendicularmente às linhas de vôo com um espaçamento entre linhas cerca de cinco vezes
maior. Elas podem ser usadas para nivelar os dados através do ajuste entre as linhas de vôo e de
controle (usando polinômios de ordem baixa, por exemplo) para minimizar as diferenças na estimativa
das concentrações dos radioelementos nos pontos de interseção.
(b) Uso das Informações entre os Canais de Correlação. Este método remove os erros
residuais da estimativa da radiação de fundo da janela do urânio usando a informação da correlação
entre os canais (Green, 1987). O método se baseia na suposição que, normalmente, existe uma boa
correlação entre as concentrações de U e Th na natureza.
101
(c) Micro-nivelamento. Os erros residuais, ainda remanescentes, podem ser removidos das
malhas de dados usando técnicas de filtragem direcional. As malhas filtradas podem, então, ser usadas
para corrigir as linhas de dados (Minty, 1991). Este método deve ser usado seletivamente, uma vez que
anomalias reais alongadas na direção da linha de vôo podem ser removidas na eliminação dos erros de
nivelamento.
4.3.4. Padronização e Retro-Calibração (“Back Calibration’’)
O mapeamento geológico e a exploração mineral durante as últimas quatro décadas
levantaram uma grande quantidade de dados aerogamaespectrométricos, os quais possuem preciosas
informações geológicas e geoquímicas. Infelizmente, muito dos dados mais antigos estão em unidades
de taxa de contagem. Isto torna estes dados inadequados para a definição da radiação natural
ambiental. A padronização de dados e os levantamentos para a realização da técnica denominada de
“retro-calibração” (“back-calibration”) são usados para melhorar estes dados de forma a poder serem
utilizados com dados modernos e usados em estudos de avaliação de radiação regional.
A aplicação das metodologias da padronização e “retro-calibração” depende do tipo de dados a
serem usados. Nos levantamentos onde foram utilizados instrumentos calibrados adequadamente e os
dados apresentados como concentrações de radioelementos, as taxas de dose de raios gama podem
ser calculadas diretamente. Aqueles dados apresentados como taxa de contagem de uma janela
corrigida podem ser convertidos para concentrações de radionuclídeos através da aplicação de uma
“retro-calibração”.
4.3.4.1. Levantamentos com Instrumentos Não Calibrados
A “retro-calibração” de levantamentos espectrométricos é baseada em uma comparação da
janela corrigida das taxas de contagem com as concentrações de K, U, Th no solo. As concentrações
no solo são calculadas usando-se um espectrômetro portátil bem calibrado. Estas comparações são
realizadas sobre várias estruturas geológicas de grande porte que são radioativamente homogêneas,
mas tendo assinaturas radiométricas diferentes. Podem-se realizar várias medidas em cada local com
estações de medida separadas de 10-20 metros. Os fatores de conversão são estimados utilizando-se
uma regressão linear das concentrações médias dos radioelementos K, U e Th nas áreas individuais
102
em um eixo, tendo como o eixo oposto as taxas de contagem mapeadas nas suas respectivas janelas
de energia.
4.3.4.2. Aplicação da “retro-calibração”
A metodologia da “retro-calibração” tem sido usada em muitas partes do mundo para melhorar
os dados aerogamaespectrométricos de antigos levantamentos. No Brasil, um total de 2.2 milhões de
quilômetros lineares de dados radiométricos, coletados em 42 levantamentos, foram recompilados para
fornecer um banco de dados unificado. Uma revisão criteriosa do sistema de aquisição de dados
originais, procedimentos de compilação e parâmetros de levantamentos permitiram a conversão para a
concentração de radioelementos para todos os dados através da “retro-calibração” de seis
levantamentos. Após a remoção de pontos espúrios e do micronivelamento das linhas de vôo, os
levantamentos foram combinados de modo adequado depois que as novas constantes de calibração
foram aplicadas.
4.3.4.3. Apresentação dos Dados
Após a finalização do processamento, os dados gamaespectrométricos aerolevantados podem
ser apresentados em uma variedade de modos para facilitar a interpretação dos mapas radiométricos.
Embora alguns métodos de visualização possam ser considerados como rotina na apresentação deste
tipo de dado, nenhum destes métodos, individualmente, é aplicável a todas as técnicas de
mapeamento de raios gama. De modo geral, pode-se experimentar diferentes métodos para encontrar
aquele que melhor se ajusta a uma particular interpretação.
4.3.5. Geração de Malhas Regulares
Os mapas de contorno requerem que os dados sejam interpolados em uma malha de valores
em intervalos regularmente espaçados. Uma vez que um valor foi atribuído a cada nó da malha, os
mapas de contorno podem ser gerados através da interpolação destes nós ou a malha pode ser
diretamente visualizada em forma de imagens. Uma variedade de algoritmos de reticularização está
disponível, mas, nem todos os algoritmos são ajustáveis à anisotropia inerente a distribuição das
103
amostras dos levantamentos aéreos. Um algoritmo considerado satisfatório deve respeitar os dados
originais, ao mesmo tempo em que fornece uma superfície contínua e suave. Uma vez que a
densidade de amostragem ao longo da linha de vôo é tipicamente 4 a 10 vezes maior que a densidade
de amostragem entre essas linhas, alguns filtros são normalmente aplicados para obter uma freqüência
espacial comparável em ambas as direções (Luyendyk, 1997). Os algoritmos mais frequentemente
usados nos levantamentos aéreos são: geração de malha bi-direcional e mínima curvatura (Briggs,
1974).
4.3.5.1. Geração de Malha Bi-direcional
A geração de malha bi-direcional é um algoritmo eficiente, que explora a correlação linha-a-
linha dos dados do levantamento pela aplicação da técnica de interpolação “spline” ao longo das
direções das linhas de vôos e entre estas. Os dados são primeiramente interpolados ao longo das
linhas de vôo, em intervalos iguais àqueles pré-definidos no tamanho de célula. Um filtro passa-baixa é
aplicado para remover ruídos espúrios. Em seguida estes valores são novamente interpolados na
direção perpendicular à linha de vôo, com espaçamento igual à resolução da malha.
A técnica de geração de malha bi-direcional é particularmente útil em situações onde as linhas
são voadas perpendicularmente a uma feição geológica predominante e relativamente constante. Se o
levantamento for voado na direção obliqua às feições predominantes, a então chamada “geração de
malha bi-direcional com tendência forçada” pode ser aplicada. Neste caso, os dados são interpolados
primeiro na direção da linha de vôo e em seguida na direção da feição principal definida pelo usuário. A
geração de malha bi-direcional é melhor aplicada onde as linhas de vôos são aproximadamente
paralelas.
104
4.3.5.2. Geração de Malha Utilizando Mínima Curvatura
A técnica da mínima curvatura usa “splines” nas duas direções para ajustar o dado da linha de
vôo à superfície da malha. Usando um procedimento iterativo, alguns pesos são adotados de modo que
a curvatura da superfície seja minimizada de acordo com as condições formuladas por Briggs (1974).
Um raio de pesquisa é especificado, o qual define a distância em torno de um nó, dentro do qual todas
as amostras da linha de vôo são incluídas na interpolação. Uma função do inverso da distância é usada
para computar a média peso-distância a partir dos nós circunvizinhos. A curvatura da superfície
interpolada é comparada com a superfície interpolada no passo anterior, resultando em uma adaptação
da função peso. A interpolação está completa depois que um número especificado de iterações é
atingido. Para os levantamentos aéreos, o raio de pesquisa deve ser maior que o espaçamento entre
as linhas de vôo, de modo que no cálculo sejam incluídas pelo menos duas linhas de vôos adjacentes.
Embora esta técnica exija grande esforço computacional, o algoritmo da mínima curvatura
produz resultado de alta qualidade e deve ser privilegiado em relação à geração de malha bi-direcional
se não existirem feições geológicas predominantes perpendiculares à direção das linhas de vôo. A
mínima curvatura se ajusta bem para dados distribuídos aleatoriamente.
4.3.6. Representação dos Dados
As imagens dos dados aerogamaespectrométricos ganharam enorme popularidade a partir dos
anos 80 com o desenvolvimento de sistemas de processamento de imagem de baixo custo. O formato
da imagem também dá ao intérprete a possibilidade de escolher entre uma variedade de técnicas de
processamento de imagem digital. Nisto está incluído o realce das imagens e extração automática de
feições específicas.
4.3.6.1. Mapa Ternário
Um mapa ternário de radioelementos é uma imagem colorida composta, gerada pela
modulação do vermelho, verde e azul (RGB), ou amarelo, magenta e ciano (CMY), na proporção dos
valores de concentração dos radioelementos nas malhas do K, Th e, U. O uso do vermelho, verde e
105
azul para K, Th e U, respectivamente, é padronizado para as imagens dos dados espectrométricos. O
azul é usado para mostrar o canal do urânio, uma vez que este é o canal mais ruidoso e o olho humano
é menos sensível às variações na intensidade azul.
Uma normalização pode ser aplicada às concentrações relativas de K, Th e U antes da
visualização, conforme segue:
n
K
KUTh
=
K
+
+
n
U
KUTh
=
U
+
+
4.14
n
Th
KUTh
=
Th
+
+
Estas equações convertem a concentração dos radioelementos em abundância relativa. Esta
normalização pode ser útil para reduzir os efeitos de atenuação dos raios gama pela vegetação ou pela
umidade do solo. Uma técnica de normalização similar foi usada por Darnley, 1996 para impressão de
mapas ternários utilizando CMY. Os canais de radioelementos foram calculados como segue:
/4
n
K
KUTh
=
++
K
/4
n
U
KUTh
=
++
U
4.15
/4Th
/4
n
Th
KUTh
=
++
4.3.6.2. Visão em Perspectiva
Um modelo digital de elevação (MDT) é uma representação digital da elevação do terreno
modelada numa malha regular. Hoje, modelos de alta qualidade são rotineiramente derivados de
levantamento aerogeofísicos que usam o GPS como navegador. Os MDT’s são derivados da posição
do GPS da aeronave (o qual inclui a altura sob o geóide) e da altura da aeronave, medida usando um
radar altimétrico. Os MDT’s podem também ser obtidos através da interpolação de curvas de nível
digitalizadas de mapas topográficos ou, ainda, utilizando a estereoscopia.
106
Visões em perspectivas tridimensionais das imagens radiométricas drapejadas sob o DEM são
uma ferramenta de visualização poderosa para interpretação dos dados aerogamaespectrométricos.
Estas apresentações são particularmente úteis no estudo das relações entre a resposta dos raios gama
e às variáveis geomorfológicas, tais como elevação. Os programas que geram estas vistas em
perspectivas permitem especificar posição e distância, além de poder ter o exagero vertical e rotação
interativamente ajustados.
4.4. Mapeamento de Fontes Naturais de Radiação
Darnley (1996) percebeu que a ausência de dados geoquímicos quantitativos para mapear a
composição da superfície da terra é uma das maiores lacunas de informações nas ciências da terra e
ambiental nos dias de hoje. Desta forma, os dados espectrométricos são um componente vital para os
dados geoquímicos, necessários no mapeamento ambiental. Os bancos de dados geoquímicos de alta
qualidade são úteis para uma grande variedade de investigações na ciência da terra e da vida, e
devem ser considerados como um componente essencial do conhecimento ambiental.
4.4.1. Fundamentos para o Mapeamento
A espectrometria gama é largamente utilizada no mapeamento geológico e na exploração
mineral. O uso deste método como ferramenta de mapeamento requer um entendimento da
geoquímica, dos radioelementos nas rochas e solos e dos processos que afetam sua distribuição e
mobilidade. Estudos geoquímicos e mineralógicos de rochas e solos têm um papel fundamental em
corroborar a interpretação dos levantamentos gamaespectrométricos, uma vez que eles fornecem uma
percepção do modo de ocorrência dos radioelementos e suas associações petrogenéticas e
pedogenéticas.
As aplicações do mapeamento da espectrometria gama se apóiam tipicamente em uma
abordagem integrada. Estes dados são interpretados em combinação com outros levantamentos
aéreos, tais como levantamentos magnéticos e ainda imagens de satélite e mapas geológicos. O
Sistema de Informação Geográfica (SIG) é ideal para esta tarefa de integração porque fornece uma
107
funcionalidade ao realce e ao processamento da imagem utilizando uma dinâmica de mapas em
camadas.
Enquanto que os raios gama na faixa de energia usada para mapeamento das fontes naturais
de radiação podem penetrar centenas de metro no ar, eles são completamente aborvidos por cerca de
50 cm de rocha ou solo. Isto tem varias implicações no mapeamento das fontes naturais de radiação. A
maior parte da emanação da radiação gama da crosta da terra, se origina nos primeiros 30 cm da
superfície. Isto significa que a interpretação destes dados requer um entendimento dos processos
superficiais e a relação entre o material superficial e o embasamento geológico.
Os dados de espectrometria gama têm sido aplicados, com variável grau de sucesso, ao
mapeamento de unidades litológicas. O delineamento das unidades do embasamento depende de
muitos fatores. Os mais importantes são:
a – contraste no conteúdo dos radioelementos entre os grupos litológicos;
b – extensão do embasamento exposto e a cobertura de solo;
c – distribuição relativa dos solos in-situ;
d – natureza e tipo do intemperismo;
e – umidade do solo;
f – cobertura vegetal.
Ao contrário do U, o conteúdo médio do K e Th no solo refletem o conteúdo médio do K e Th
das rochas das quais são derivados (Dickson e Scott, 1997). Em geral, uma estratégia útil para
mapeamento geológico é, primeiro, delinear as maiores unidades geológicas e, em seguida, realçar os
padrões radiométricos dentro das unidades individuais. Produtos de realce de dados de espectrometria
gama podem ajudar no mapeamento detalhado ou na subdivisão posterior de unidades litológicas
(Jaques et al., 1997). A interpretação integrada com fotografia aérea, imagens de satélites e outros
dados geofísicos aerolevantados, auxilia a exploração de informações geológicas complementares e
permite que a distribuição dos radioelementos seja estudada em um contexto geológico-estrutural e
geomorfológico.
A interpretação dos dados gamaespectrométricos tem por objetivo delimitar áreas com
diferentes níveis de radioatividade do tório, urânio, potássio e do canal de contagem total, elaborando
108
desse modo mapas de unidades radiométricas. Esses mapas indicam a distribuição dos três
radioelementos nos materiais de superfície de forma qualitativa.
O mapa de unidades radiométricas reflete os materiais que estão na superfície do terreno ou a
poucos centímetros de profundidade. A concentração de tório, urânio e potássio nos solos e lateritas “in
situ” possui alguma relação com a química da rocha em subsuperfície, porém mais qualitativa do que
quantitativa. Assim, na correlação da radioatividade com a geologia, deve-se levar em conta que a
química do solo nem sempre é similar à da rocha em subsuperfície, desde que os solos tenham sofrido
alterações mecânicas e químicas.
Os radioelementos urânio, tório e potássio mostram fortes afinidades com rochas graníticas.
Por isso, os granitos possuem maior radioatividade do que as rochas ígneas e máficas. Dentro de uma
série de reação magmática, os três elementos são seletivamente concentrados nos membros finais
ricos em sílica. Estas observações são válidas para rochas plutônicas e vulcânicas. Desse modo,
rochas graníticas produzem solos mais radioativos que basaltos. Em termos gerais, pode-se afirmar
que a radioatividade é útil para distinguir áreas mais máficas e mais félsicas nos terrenos ígneos e
metamórficos. Somente em áreas com afloramentos, que geralmente são poucos em número, o mapa
de unidade radiométrica fornece indícios diretos da natureza química do embasamento. As unidades
radiométricas não representam os verdadeiros limites das unidades litológicas devido à inevitável
dispersão dos radioelementos no solo. Dependendo de alguns fatores, tais como umidade, porosidade
e drenagem, o deslocamento dos limites das unidades radiométricas, a partir dos limites da rocha fonte,
pode ser superior a dois ou três quilômetros.
O canal de contagem total, por incluir no seu espectro as radiações correspondentes ao urânio,
tório e potássio, apresenta valores maiores de intensidade radioativa e, conseqüentemente, maior
precisão estatística, devendo por isso ser utilizado preferencialmente na separação das unidades
radiométricas porque fornece uma correlação melhor com as unidades litológicas que os canais
individuais desses radioelementos. Por outro lado, os canais de U, Th e K são indicadores mais
confiáveis para a identificação do tipo de rocha do que o canal de contagem total e as razões U/Th, U/K
e Th/K. Por exemplo, considerando a razão Th/U, sendo o urânio muito mais solúvel que o tório, a
razão tende a aumentar com a idade da rocha e com a sua exposição ao intemperismo. O potássio
também é lixiviado, embora a relação com a idade da rocha não seja muito clara. A razão entre os
radioelementos, portanto, tende a ser mais variável nas rochas mais antigas.
109
As coberturas de solos, geralmente, têm forte efeito supressivo na intensidade da radiação dos
raios gama. Portanto, ainda que a concentração relativa dos radioelementos nos solos permaneça
praticamente a mesma que nas rochas fontes, ocorrerá diminuição da radioatividade devido à cobertura
do solo, e como resultado disto, as rochas podem apresentar uma radioatividade menor, dando a
impressão de serem mais máficas do que na realidade são. Resumindo, rochas hipogênicas frescas
em geral não têm um caráter radioativo especial; todas têm, aproximadamente, razões Th/U, Th/k e
U/K similares. A intensidade da radioatividade, entretanto, aumenta com a quantidade de sílica na
rocha.
A cristalização tardia e fluidos, que geralmente formam veios pegmatíticos, freqüentemente
concentram quantidades anormais de urânio e tório que são associados a minerais acessórios, tais
como allanita, monazita e zircão. Pegmatitos e zonas de alteração pegmatítica, portanto, são
normalmente caracterizados por alta radioatividade e por razões entre os radioelementos diferentes
das rochas ígneas normais.
A coerência entre os radioelementos é destruída durante o ciclo sedimentar devido à diferente
solubilidade desses elementos. O urânio é facilmente oxidado para formar íon solúvel, enquanto o tório
é mais carreado em suspensão do que em solução, sendo facilmente fixado em argilas e resistatos
secundários. Por isso, a razão Th/U varia muito nos sedimentos, dependendo em larga escala se a
condição de deposição é um ambiente oxidante ou redutor. O conceito de assinatura radioativa tem
mais significado quando aplicado para rochas sedimentares do que para rochas ígneas.
Supõe-se que a concentração dos radioelementos nas rochas metamórficas seja similar à das
rochas originais, sejam sedimentares ou ígneas. Sob condições de metamorfismo de alto grau,
geralmente considera-se que as rochas metamórficas apresentam uma concentração menor de urânio
e tório devido ao movimento para cima das fases ricas em sílica; algumas evidências desta hipótese
foram observadas nas fácies granulitos.
110
5. Magnetometria
O estudo do magnetismo da Terra é o ramo mais antigo da geofísica. Sabe-se há mais de três
séculos que a Terra se comporta de algum modo como um grande e irregular ímã. William Gilbert
(1540-1603) realizou os a primeira investigação científica do magnetismo terrestre. Ele registrou em
seu livro chamado de Magnete que conhecia as propriedades da magnetita levada da China para
Europa por Marco Pólo. Karl Frederick Gauss realizou extensivos estudos sobre o campo magnético da
Terra de 1830 a 1842 e a maioria de suas conclusões ainda são válidas.
A propriedade do campo magnético da Terra tem sido estudada continuamente desde Gilbert,
mas foi em 1843 que Von Wrede usou as variações do campo para localizar depósitos de minério
magnético. Após a publicação do livro, em 1979, The Examination of Iron Ore Deposits by Magnetic
Measurements por Thalén, deu-se início ao uso do método magnéticos. A partir dessa publicação, e
especialmente nos últimos anos, houve avanços na instrumentação e interpretação dessas medidas
para a localização de minérios em subsuperfície e estruturas associadas com depósitos de óleo e gás
(Grant 1965).
111
5.1. O Campo Magnético
5.1.1. Indução Magnética
As equações que regem o eletromagnetismo são conhecidas como Equações de Maxwell, são
mostras abaixo:
0
000
0
t
t
E
B
B
E
E
Bj
e
mme
Ñ× =
Ñ× =
Ñ´ = -
r
Ñ´ = +
5.1
onde é o campo elétrico e é chamada indução magnética, ρ é a densidade de carga, j é a
densidade de corrente, ε
E B
BjmÑ´ =
0
é a permissividade elétrica e μ
0
é a permeabilidade magnética.
Uma vez que em aplicações geofísicas os campos variam muito lentamente com o tempo,
podemos, em uma primeira aproximação, desprezar os termos de 5.1 que contenham derivadas
temporais dos campos. Além disso, apenas será considerado o campo magnético. Portanto:
0BÑ× =
5.2
0
5.3
onde B é expresso no Sistema Internacional de Unidades em Tesla (T).
A equação 5.2 afirma que o fluxo total de B através de uma dada superfície fechada é nulo, o
que implica que as suas linhas de campo devem ser fechadas. A equação 5.3, por outro lado, afirma
que cargas em movimento geram indução magnética, ou seja, correntes elétricas são fontes de
indução magnética.
112
5.1.2. Magnetização
Na presença de um campo magnético externo H, onde, por definição
0
=
μ
B
H
5.4
alguns materiais podem reagir a este campo, tornando-se eles mesmos fontes de indução magnética.
Nesta situação, diz-se que o material encontra-se magnetizado e tem magnetização M. Deste modo, a
indução magnética em um ponto no interior do material é dada pela soma do campo externo com a sua
própria magnetização:
0
()
μ
=
+BHM
5.5
Em uma primeira aproximação, para um campo H de baixa intensidade, a magnetização M é
proporcional ao campo aplicado:
=
χ
MH
5.6
onde
χ é suscetibilidade magnética do material.
Sendo assim, a indução magnética medida dentro do material, levando-se em conta os efeitos
do campo externo H e de sua magnetização M, é igual a
0
0
0
()
()
(1 )
μ
μ
χ
μχ
μ
=
+
=+
=+
=
BHM
HH
H
BH
5.7
onde
0
(1 )
μ
μχ
=
+
5.8
é a permeabilidade magnética do material.
113
A unidade de medida da magnetização é o ampere.metro
-1
no Sistema Internacional e gauss
no Sistema Eletromagnético, onde 1 gauss é igual a 10
3
A.m
-1
.
A suscetibilidade magnética χ e a permeabilidade magnética μ são propriedades
macroscópicas dos materiais, que refletem as propriedades microscópicas dos mesmos. As relações
entre M e H não são necessariamente lineares; χ pode variar com a intensidade do campo, pode ser
negativo e pode ser representado mais precisamente em alguns materiais.
Existem muitos tipos de magnetização. O diamagnetismo, por exemplo, é uma propriedade
inerente de todos os materiais. Nele, o campo magnético aplicado perturba o movimento orbital dos
elétrons de modo a induzir uma pequena magnetização no sentido oposto do campo aplicado.
Consequentemente, a suscetibilidade é negativa. O paramagnetismo é uma propriedade dos sólidos
que têm momentos magnéticos atômicos. A aplicação de um campo magnético faz com que os
momentos atômicos sejam parcialmente alinhados paralelamente ao campo aplicado, produzindo uma
magnetização na direção deste campo. Efeitos térmicos tendem a opor este alinhamento, e o
paramagnetismo desaparece na ausência de campos aplicados porque tais efeitos tendem a
desorientar os momentos atômicos. Todos os minerais são diamagnéticos e alguns são
paramagnéticos, mas em todo o caso a contribuição destas magnetizações é insignificante para o
campo magnético terrestre.
Entretanto, existe uma classe de magnetismo de grande importância para o campo magnético
terrestre. Certos materiais não só possuem momentos atômicos, mas também os momentos vizinhos
interagem fortemente entre si. Esta interação é resultado de um efeito quântico de troca de energia.
Este efeito causa uma magnetização espontânea muitas vezes maior que os efeitos paramagnéticos ou
diamagnéticos. Tais materiais são chamados ferromagnéticos. Na natureza também existem vários
tipos de materiais ferromagnéticos, que dependem do modo de alinhamento dos momentos atômicos,
incluindo-se o ferromagnetismo propriamente dito, no qual os momentos atômicos são alinhados
paralelos um ao outro; antiferromagnetismo, onde os momentos atômicos são alinhados de modo
antiparalelo, cancelando-se uns aos outros; e o ferrimagnetismo, no qual os momentos atômicos são
antiparalelos, mas não se cancelam.
Na escala dos grãos minerais individuais, a magnetização espontânea de um material
ferromagnético pode ser muito grande. Contudo, em afloramentos, os momentos magnéticos dos grãos
ferromagnéticos individuais podem ser orientados aleatoriamente, de modo que esta magnetização
pode ser desprezível. Esta magnetização é também afetada pela aplicação de um campo magnético
114
similar, mas muito maior em magnitude que o paramagnetismo. Desse modo, rochas contendo
minerais ferromagnéticos podem adquirir uma magnetização chamada magnetização induzida M
i
na
direção do campo aplicado H, onde
i
χ
=
MH
5. 9
Porém, sabe-se que o campo magnético da Terra produz a mesma resposta em tais materiais
e que o material é magnético em seu estado natural. Em campos pequenos, com magnitudes
comparáveis as dos campos magnéticos da Terra, a relação entre a magnetização induzida e o campo
aplicado é essencialmente linear, e a suscetibilidade χ é constante. A magnetização se anula se o
material é colocado em um ambiente sem campo. No entanto, os materiais ferromagnéticos têm a
habilidade de reter a magnetização mesmo na ausência de campos magnéticos externos. Esta
magnetização permanente é chamada magnetização remanente M
r
. Em materiais crustais, a
magnetização remanente é uma função não só de seus constituintes atômicos cristalográficos e
químicos, mas também de sua história geológica, tectônica e térmica. Em geofísica é usual considerar
a magnetização total M de uma rocha com o vetor soma de suas magnetizações induzida e
permanente, de modo que
ir
r
+
χ
=
+
=
MM M
HM
5.10
A magnetização é dependente da temperatura. Quando a temperatura de um material
ferromagnético é levada acima de certo valor crítico, denominado temperatura de Curie, a interação
entre momentos magnéticos vizinhos diminui drasticamente. Desta forma, tanto a magnetização
induzida quanto a remanente desaparecem a temperaturas maiores que a temperatura de Curie. Os
efeitos paramagnéticos e diamagnéticos persistem a estas temperaturas, mas do ponto de vista de
estudos de anomalias magnéticas pode-se considerar rochas a temperaturas maiores ou igual à de
Curie como não magnéticas.
A Magnetita e suas soluções sólidas são os minerais magnéticos mais importantes para os
estudos geofísicos das rochas da crosta. Outros minerais como a Hematita e a Pirrotita são importantes
em certas situações geológicas, mas a percentagem de seus volumes, tamanhos e forma e história
magnética dos grãos são de grande importância para a maioria dos levantamentos magnéticos.
115
5.2. Campo Geomagnético
Os vetores quantidades, tais como B, H e M, nos estudos geomagnéticos devem ser
descritos segundo um referencial fixo na superfície da Terra. Estes vetores são descritos em termos de
três componentes ortogonais num sistema de coordenadas cartesianas, orientado de modo que o eixo
OX aumenta para norte, OY para leste e OZ para baixo. Para o campo geomagnético estas três
componentes são frequentemente escritas na literatura como x, y e z, respectivamente, e expressas
em unidades de nT. Estabelecendo que B
x
= x, B
y
= y e B
z
= z, temos que a intensidade da
componente horizontal é
22
x
y
H
BB=+
. 5.11
O qual pode ainda ser escrito segundo sua intensidade total,
222
x
y
TBBB=++
z
5.12
mais dois ângulos, a inclinação e a declinação. A inclinação é o ângulo vertical entre o vetor e o plano
horizontal, ou seja,
2
arctan
z
2
x
y
I
BB
=
+
B
5.13
Por convenção, a inclinação é positiva quando o vetor é inclinado abaixo do plano horizontal
(hemisfério norte) e negativa quando está acima deste (hemisfério sul). O plano vertical que contem o
vetor é chamado de meridiano magnético, e a declinação é definida como o azimute do meridiano
magnético, positivo para leste e negativo para oeste de modo que,
2
arcsin
y
2
x
y
D
BB
=
+
B
5.14
Os mapas de contorno descrevendo estes elementos são chamados mapas isomagnéticos.
Mapas isodinâmicos indicam contornos de igual intensidade de campo, tais como intensidades total,
vertical e horizontal. Mapas isoclinais mostram o contorno de igual inclinação, e mapas isogônicos
representam declinação.
116
5.2.1. Anomalias Magnéticas da Crosta
As fontes internas do campo geomagnético estão localizadas primordialmente em duas regiões da
Terra. A maior parte do campo é gerada no núcleo por um complexo processo magneto-hidrodinâmico e é
chamado de Campo Principal. A parte chamada de Campo Crustal, se origina na crosta em regiões onde as
temperaturas estão abaixo das temperaturas de Curie, a qual possui importantes minerais magnéticos tais
como magnetita. O manto é geralmente considerado como não-magnético (Wasilewski, Thomas e Mayhew
(1979); Frost e Shive (1986)); dessa forma, a profundidade na qual as rochas magnéticas se encontram é
aquela da interface crosta-manto, a da isoterma da temperatura de Curie, ou mesmo mais raso. Alguns
estudos concluíram, por outro lado, que as rochas do manto superior podem ter magnetização significativa,
especialmente nas regiões oceânicas (Arkani-Hammed (1989); Harrison e Carlie (1981); Counil, Achache e
Galdeano (1989)).
O cálculo das anomalias magnéticas da crosta consiste em subtrair o campo principal das medidas
do campo magnético total. Em estudos magnéticos da crosta, o cálculo das anomalias é frequentemente
tratado de um modo mais leve, usualmente consistindo em somente dois passos, a saber: correção da
variação diurna e dos distúrbios magnéticos e a subtração de um campo regional, tal como o modelo IGRF,
apropriado para a data do levantamento.
5.2.1.1. Anomalias do Campo Total
Magnetômetros de campo total são normalmente os instrumentos utilizados para levantamentos
aeromagnéticos. A anomalia do campo total é obtida a partir da medida do campo total, da qual se subtrai
um valor de campo regional aceitável, como por exemplo, o modelo IGRF apropriado para a data do
levantamento. Se T representa o campo total em qualquer ponto e F é o campo regional no mesmo ponto,
então a anomalia do campo total é dada por:
T
Δ
=−TF
5.15
Considerando que ΔF é a perturbação de F devido a uma fonte magnética anômala, então o
campo total é dado por
117
=
+TFΔF
5.16
Portanto, a anomalia do campo total é dada por
TΔ= + − ≠F ΔFF ΔF
5.17
Idealmente seriam necessárias as três componentes de ΔF para o conhecimento da fonte da
anomalia. Na prática, sob condições que normalmente prevalecem em estudos magnéticos da crosta, a
anomalia do campo total representa uma boa aproximação de uma das componentes de ΔF.
A primeira dessas condições é encontrada se o campo anômalo for pequeno se comparado ao
campo regional. Se |F| >> | ΔF|, então:
1
2
11
22
(+2 )
1
()+(2)()( )
2
ˆ
T
T
−
Δ= + −
≈⋅ ⋅ −
⎛⎞
≈⋅ ⋅ ⋅ −
⎜⎟
⎝⎠
⋅
=
Δ≈⋅
F ΔFF
FF FΔFF
FF FF FΔFF
F ΔF
F
F ΔF
5.18
que é a projeção de ΔF em F. De modo que, se o campo regional é muito maior do que o campo anômalo,
ΔT é aproximadamente igual à projeção do campo anômalo na direção do campo regional. Típicas
anomalias crustais medidas em levantamentos aéreos variam em magnitude de poucos nT a vários 1000
nT, raramente excedendo 5000 nT. Dessa forma, a condição que |F| >> |ΔF| é normalmente encontrada
em estudos de magnetização crustal.
Porém, é necessária outra condição para que ΔT satisfaça a equação de Laplace e seja harmônico
nas direções do levantamento. Em geral, a anomalia do campo total não é harmônica pois, como definido,
. Se, contudo, a anomalia do campo for menor se comparada ao campo total, então
2
)
0T∇Δ ≠
22
ˆ
(T∇Δ =∇ ⋅F ΔF
5.19
Se, ainda, a direção do campo regional for aproximadamente constante nas direções do
levantamento, então, é uma constante e pode ser movida para fora do Laplaciano, ou seja:
F
118
22
ˆ
2
T∇Δ = ⋅∇F ΔF
5.20
Como se sabe, as componentes de um campo potencial harmônico, são também harmônicos.
Dessa forma, cada componente de ΔF da equação acima é também harmônico, , e
0T∇Δ = T
Δ
é
também harmônico.
Em síntese, a anomalia do campo total em qualquer ponto é aproximadamente igual a componente
do campo anômalo na direção do campo regional se o campo anômalo for pequeno se comparado ao
campo regional. E ainda, a anomalia do campo total é um potencial e satisfaz a equação de Laplace se a
direção do campo regional for constante nas direções do levantamento. Ambas as condições geralmente
são atendidas em estudos de escala local e regional.
5.2.1.2. Magnetização das Rochas
O grau de magnetização das rochas, ou polarização, é o produto de sua susceptibilidade χ
pelo campo magnético, ou seja M = χH. Esta é a polarização produzida pelo campo magnético da
Terra H. Em termos gerais, a susceptibilidade das rochas pode ser entendida como o conteúdo de
magnetita. Existem outros minerais ferromagnéticos, mas nenhum em quantidades significativas quanto
este. Para pequenas concentrações existe uma relação quase linear entre a quantidade de magnetita e
a susceptibilidade magnética, que pode ser expressa por χ = 0.3 p, onde p é a porcentagem (em
volume) de magnetita disseminada. Uma rocha contendo 1% de magnetita disseminada apresentaria
uma intensidade de magnetização pelo campo terrestre de:
M = 0.3 x 0.01x50000 = 1500 x 10
-6
cgs
Valor um pouco maior do que os valores comumente utilizados para rochas do embasamento
(0.001 cgs).
A faixa de variação de susceptibilidade magnéticas é muito maior do que de densidades.
Rochas básicas apresentam valores altos de susceptibilidade e rochas ácidas apresentam valores
baixos. A susceptibilidade das rochas sedimentares é, geralmente, muito baixa. Em um levantamento
magnético, as anomalias observadas seriam praticamente as mesmas com ou sem a presença dos
119
sedimentos, razão pela qual as medidas magnéticas são relacionadas diretamente com feições do
embasamento ou presença de intrusivas básicas.
O quadro abaixo apresenta a relação entre a susceptibilidade magnética e os diferentes tipos
litotipos que a compõem.
Figura 5.1 – Relação de suscetibilidade magnéticas de alguns minerais e rochas.
Outra consideração parte do pressuposto que as rochas foram polarizadas pelo campo
magnético atual. É comum, todavia, encontrar-se situações em que as rochas apresentam
magnetização remanente ou componentes de polarização de períodos geológicos anteriores, nos quais
a direção de polarização era completamente diferente.
Na realidade, a magnetização que se observa nas rochas, como resultado da presença de
minerais magnéticos na sua composição, pode ser classificada em dois tipos: magnetização induzida e
magnetização residual remanescente ou remanente. A magnetização induzida é provocada pelo campo
atual da Terra, enquanto a magnetização remanescente é adquirida ao longo da história geológica da
rocha.
120
Como a magnetização remanescente está diretamente ligada à história geológica da rocha
desde a sua formação, o conhecimento das suas causas é muito importante, principalmente para o
estudo do paleomagnetismo.
Na prospecção mineral, os valores medidos representam o resultado da interação da
magnetização induzida com a magnetização remanescente. Essa interação se dá através da
reorientação ou do alargamento dos domínios magnéticos dos minerais ferromagnéticos. Durante a
interpretação dos valores medidos, a interação dos dois tipos de magnetização pode levar a erros
consideráveis, quando presume-se que a magnetização responsável pelas anomalias é somente
induzida e, na realidade, os dois tipos de magnetização estão presentes.
5.2.2. O Campo Geomagnético de Referência Internacional -
IGRF
A representação matemática das partes do campo geomagnético é determinada por acordos
internacionais. Esta descrição matemática é chamada de “Campo Geomagnético de referência
internacional – IGRF”. Acredita-se que os termos de baixa ordem do campo geomagnético
representem, em grande parte, o campo do núcleo da Terra. Assim, subtraindo esses termos da
medida do campo geomagnético, temos, em princípio, o campo magnético da crosta. Porém, o termo
de grau 10 da expansão harmônica não é suficiente para isolar o campo crustal.
O campo geomagnético muda com o tempo e, dessa forma, muda também a sua descrição
matemática. Uma vez que esse acordo internacional não é facilmente atingido com base no dia a dia, a
Associação Internacional de Geomanetismo e Aeronomia (IAGA) adota novos modelos de IGRF a cada
5 anos, o qual pretende representar o campo geomagnético dos 5 anos seguintes, cujo o período é
chamado de época. Para fornecer esta previsibilidade, cada coeficiente da equação de Gauss, para
qualquer modelo IGRF particular, tem um termo derivativo que prediz o campo para o futuro imediato,
assumindo cada mudança do coeficiente linearmente com o tempo.
Infelizmente, as mudanças no campo geomagnético não são inteiramente previsíveis e, as
diferenças entre o IGRF previsto e o verdadeiro campo geomagnético começam a crescer no curso de
cada época. Esta divergência é tratada estabelecendo-se um novo modelo de IGRF no fim do quinto
ano. Para longos períodos é possível melhorar antigos modelos de IGRF com o benefício dos dados
121
acumulados. Então, o IAGA adota periodicamente modelos de épocas passadas, chamando estes
modelos de Campo Geomagnético de Referência Definitivo (DGRF). Dessa forma, o modelo DGRF
torna-se um registro oficial de como o campo magnético se comportou em épocas passadas.
Descrições completas do IGRF foram publicadas em vários lugares: IAGA (1991); Langel
(1992); Langel (1982); estas descrições fornecem todos os modelos de IGRF de 1945 à 1985, a lista de
coeficientes e termos previsíveis para o IGRF de 1990 e inclui uma descrição concisa da história do
IGRF.
5.2.3. Variação Secular
Repetidas medidas do campo principal em localidades fixas demonstram que os elementos do
campo magnético estão sofrendo mudanças temporais em escala de tempo variando de milisegundos a
milhões de anos. Variações de curto período (1 ano ou menos) são causadas primariamente por fontes
externas, tais como correntes elétricas na ionosfera. Estas mudanças temporais são manifestadas de
vários modos, podendo variar de comportamento periódico, como, por exemplo, a variação diurna e
tempestades magnéticas.
As variações de maior período são originadas principalmente do fluido do núcleo externo da
Terra e são chamadas Variação Secular Geomagnética. A variação secular é frequentemente mostrada
através de mapas de contorno, chamados mapas isopóricos, onde os contornos representam taxas de
mudanças constantes, seja em nT por ano ou graus por ano. Estes mapas mostram as anomalias,
crescentes ou decrescentes do campo.
5.3. O Campo Externo
Uma pequena porção do campo geomagnético está associada a correntes elétricas nas
camadas ionizadas da atmosfera superior. As variações que ocorrem nesta porção são mais rápidas
que aquelas do campo principal. Alguns efeitos relacionados a esta variação são:
• Ciclos de atividade solar, com duração de 11 anos;
122
• Variações solar diurna, com período de 24 horas, com variação média de 30 nT, que
varia com a latitude e estações do ano, provavelmente controladas pela ação do vento
solar nas correntes ionosféricas;
• Variações lunares, com período de 25 horas e amplitude de 2 nT, que varia
ciclicamente ao longo do mês;
• Tempestades magnéticas, que são distúrbios transientes com variações de até 1000
nT na maioria das latitudes e acima deste valor nas regiões polares. Elas podem
ocorrer com intervalos de 27 dias e estão relacionadas a atividade solar.
Estas variações no tempo e no espaço do campo principal da terra não afetam significativamente a
prospecção magnética, exceto por ocasião de tempestades magnéticas. Variações diurna podem ser
corrigidas através do uso de magnetômetros de estação base.
5.4. Levantamentos Aeromagnéticos
Aerolevantamentos magnéticos são utilizados em mapeamentos de corpos intrusivos, em
especial os diques de diabásio, que geralmente apresentam magnetização maior que a rocha
encaixante. Entretanto, enxames de diques são freqüentemente encontrados associados à falhas e
fraturas, por meio das quais o magma chega à superfície. Tais feições estruturais são também
importantes fontes de anomalias magnéticas. Portanto, a utilização de dados aeromagnéticos na
detecção de diques em regiões onde esses se encontram cobertos por vegetação, solo, sedimentos ou
derrames vulcânicos pressupõe o estabelecimento de critérios quantitativos de detectabilidade de
corpos de diferentes magnetizações, dimensões e profundidades (Schwarz et al. 1990).
Muitas pesquisas magnéticas são realizadas utilizando magnetômetros acoplados a aeronaves
(figura 5.2) com o objetivo de medir a intensidade do campo magnético total. Para se ter um bom
levantamento aeromagnético, deve-se tomar algumas medidas necessárias para obter o máximo de
informação das principais estruturas do terreno e assim pode-se realizar uma integração com outros
dados, como por exemplo, geológicos e radiométricos. O avião ou helicóptero utlizados frequentemente
são equipado com altímetro, sistemas de geoposicionamento, magnetômetro e outros instrumentos de
vôo.
123
Figura 5.2 – Figura ilustrativa de um levantamento aeromagnético.
A elevação do vôo é normalmente de 50 a 450m acima da superfície e, onde há uma ampla
variação topográfica, será necessário realizar o levantamento em duas ou mais partes a diferentes
elevações constantes, geralmente com alguns sobrevôos nos limites comuns. Isto pode causar
problemas com o efeito do gradiente vertical (Nettlelton 1971), causando um hiato nos contornos
devido à diferença de elevação dos dois levantamentos. Um ótimo espaçamento da linha de vôo
depende da profundidade do embasamento, porém é escolhida empiricamente, já que o embasamento
é conhecido de uma forma geral ou muito pouco conhecido. Essa altura deve, entretanto ser escolhida
segundo as dimensões do alvo de levantamento, por isso a altura de vôo pode variar desde 50m, se o
alvo é de pequenas dimensões (corpos de minério), até cerca de 450m, se o alvo é de grandes
dimensões (falhas e dobras regionais). As alturas de vôos maiores possibilitam que o efeito magnético
das pequenas fontes de anomalia, que são indesejáveis quando se procuram fontes extensas, não seja
incorporado às medidas.
Para pesquisa mineral, segue-se um espaçamento de um quarto da distância entre as linhas
de vôo para geração das malhas. Em muitos casos, o levantamento é feito por helicóptero, pois traz
observações próximas à superfície e permite velocidades mais baixas para poder registrar melhor as
124
anomalias de fontes rasas, bem como padrões de contorno magnético próximo a outros corpos.
Também podem ser usados para interpolar contatos sobre áreas recobertas.
A orientação das linhas de vôo deve ser perpendicular às principais estruturas geológicas,
como por exemplo, direção e mergulho das camadas, lineamentos e tendências estruturais e/ou
magnéticas. As linhas devem ser paralelas e controladas sempre por linhas de vôos perpendiculares
num intervalo de tempo geralmente maiores do que as linhas de vôo principais. As linhas de pesquisa e
as linhas de controle formam loops próximos no qual mudanças magnéticas podem ser ajustadas para
poder eliminar efeitos da variação diurna ou problemas relacionados ao instrumento.
A configuração de vôo consiste de linhas paralelas, com as linhas adjacentes voadas sempre
em sentidos opostos e linhas de controle, transversais às anteriores, voadas periodicamente.
Os dados magnéticos são processados como segue:
• correções para eliminar as variações devidas a causas não geológicas, como a
variação diurna e o desnível dos pontos de amostragem;
• filtragem para eliminar efeitos geológicos indesejáveis, como os produzidos por
heterogeneidades próximas da superfície ou a interferência entre fontes rasas e profundas, permitindo
um melhor reconhecimento das anomalias.
Uma determinada fonte produz anomalias diferentes em diferentes latitudes. As anomalias
locais no campo magnético da Terra, são causadas pela concentração de minerais magnéticos nas
regiões superiores da crosta terrestre. Na ausência desses minerais o campo magnético terrestre é
extremamente uniforme, podendo ser removido por meio de operações matemáticas. O modelo
utilizado para essa operação é o denominado Campo Geomagnético Internacional de Referência
(IGRF) e seus valores são calculados para as diferentes longitudes e latitudes geográficas (Grant
1965).
5.4.1. Processamento dos Dados
Quando se trabalha com conjunto de dados complexos, como os aeromagnéticos, é essencial
a realização de um processamento dos dados para a eliminação de problemas comuns neste tipo de
125
levantamento, como, por exemplo, correções de direção nas linhas de vôo, nivelamento de linhas de
controle, correções de nível de base, etc. A seguir é apresentada uma lista das principais etapas da
rotina de processamento destes dados.
5.4.1.1. Verificação e Edição dos Dados Brutos
Os dados brutos devem ser inspecionados para verificar se existem picos, lacunas, ruído
instrumental ou irregularidades nos dados. A maneira mais prática de se realizar esta tarefa é por meio
de um editor visual de dados. Existem métodos automáticos para detecção de picos isolados, mas que
não são eficientes para detectar todos os problemas listados. Como regra geral, a profundidade da
fonte causadora de uma anomalia magnética de dimensão limitada, é dada pela largura do pico em
metade de sua amplitude máxima. Utilizando-se este parâmetro, pode-se considerar anomalias com
comprimento de onda menor do que a altura de vôo da aeronave como sendo ruído, que deve ser
removido por meio de filtragem passa-baixa. Idealmente esta verificação deveria ser feita no campo, de
modo a permitir correções ou mudanças de parâmetros na aquisição.
5.4.1.2. Correção de Paralaxe
O erro de paralaxe corresponde à defasagem nos tempos de medição do magnetômetro e
altímetros com o sistema de posicionamento. Assim, o erro de paralaxe é determinado a partir de duas
linhas voadas em sentidos opostos sobre uma mesma feição magnética reconhecida no terreno. A
correção a ser aplicada corresponde ao valor somado algebricamente ao tempo de amostragem de
modo a que as duas feições se tornem coincidentes.
5.4.1.3. Correção da Variação Diurna
A variação diurna do campo geomagnético é normalmente monitorada por uma estação de
base, que serve tanto para fornecer o valor de variação diurna que deve ser removido dos dados a
126
cada ponto, como para monitorar o comportamento do campo geomagnético, permitindo interromper o
aerolevantamento caso a variação do campo ultrapassar certo limite, que pode indicar períodos de
tempestade magnética. Normalmente este limite é da ordem de 2 nT/minuto.
Para a correção da variação diurna acima descrita, assume que os dados obtidos sejam
representativos das variações do campo geomagnético em toda a região de coleta de dados.
Entretanto, para áreas maiores do que 50 km, podem ocorrer variações no comportamento do campo
geomagnético. Neste caso, existe o risco de introduzir ruídos de alta freqüência nos dados, que
dificilmente poderão ser removidos posteriormente na fase de nivelamento.
Existem discussões sobre a conveniência de se remover a componente diurna devido aos
problemas que podem advir de uma base estabelecida de maneira inadequada. Alguns procedimentos
de remoção de componente diurna utilizam um conjunto de dados de base filtrados para remover
comprimentos de onda com um período menor do que 10 s, para evitar a introdução de ruídos gerados
por micropulsações do campo magnético terrestre.
5.4.1.4. Correção do Campo Magnético Regional
Para remover os longos comprimentos de onda do campo geomagnético, utilizam-se os dados
de um modelo do campo principal, o GRF (Geomagnetic Reference Field). O modelo mais comum é
aquele citado anteriormente, conhecido como IGRF, o qual é calculado com base em dados de satélite
e terrestres. Estes modelos permitem calcular o campo regional em uma determinada posição (x,y,z)
em uma determinada época. Os dados de navegação GPS da aeronave normalmente são utilizados
para cálculo do IGRF, substituindo-se Z pela altitude média da aeronave em relação ao nível médio do
mar para o levantamento.
Como o IGRF varia suavemente em (x,y) em relação à taxa de amostragem dos
magnetômetros, normalmente calculam-se valores ao longo das linhas para intervalos entre 100 a
500m, interpolando os valores para os pontos de coleta de dados. Onde existem modelos locais do
campo geomagnético, estes podem ser utilizados, fornecendo uma melhor representação da
componente regional.
127
5.4.1.5. Nivelamento dos Dados
A aplicação do nivelamento, consiste, basicamente, no ajuste das linhas de controle com base
na média das diferenças (ou diferença de 1ª ordem) com as linhas de vôo. Este procedimento assume
que tais diferenças estejam distribuídas de forma aleatória, de modo que um “trend” de no máximo 1ª
ordem define o desnível entre as linhas de vôo e controle.
O procedimento compreende duas etapas:
1º - As linhas de controle são niveladas por aplicação de valores que reduzem as diferenças
com as linhas de vôo a valores mínimos. Este procedimento assume que existem cruzamentos
suficientes para modelar adequadamente as diferenças de nível entre as linhas de controle;
2º - Após o nivelamento das linhas de controle, todas as linhas de vôo são ajustadas às linhas
de controle, de forma que os valores do campo magnético encontrados nos seus cruzamentos sejam
equivalentes.
5.4.1.6. Micronivelamento dos Dados
Uma etapa muito importante nesta fase do trabalho é a do micronivelamento, cuja definição
poderia ser a “filtragem de dados interpolados para reduzir ou remover efeitos não-geológicos
causados por ruídos de longo comprimento de onda ao longo de linhas de prospecção”. Tais ruídos
aparecem como simples deslocamentos dos dados de uma linha de vôo para outra, freqüentemente
criando imagens com forte tendência, que são facilmente confundidos com falsos lineamentos.
Normalmente o micronivelamento só é aplicado após as demais correções e somente depois que as
linhas de controle forem corretamente associadas aos dados.
Existem inúmeros métodos de micronivelamento. O método aqui utilizado aplica um filtro no
domínio da freqüência, para a remoção do enrugamento que normalmente ocorre com os dados
aerolevantados, utilizando-se transformadas de Fourier. O que esse algoritmo faz, então, é “limpar” as
correções de nivelamento antes de aplicá-las aos dados originais.
128
É importante notar que ao usar esse procedimento não é possível distinguir os erros de
nivelamento da informação geológica verdadeira com comprimentos de onda semelhantes e que
orienta paralelamente à linha de prospecção. É preciso ter muito cuidado nessa etapa, principalmente
em áreas de geologia complexa.
Este processo envolve a geração de duas malhas auxiliares, resultantes da aplicação do filtro
passa-alta tipo Butterworth (comprimento de onda da ordem de 4 vezes o espaçamento das linhas de
vôo), atuando na direção das linhas de vôo e perpendicularmente a elas, seguindo-se, então a criação
de uma malha final decorrugada, que resultará no somatório das malhas produzidas em etapas
distintas. Este último, subtraído de uma malha normal irá expressar o erro de nivelamento a ser
subtraído dos dados pré-nivelados.
5.4.1.7. Visualização
A interpolação e representação é a etapa seguinte no processamento dos dados, quando os
mesmos podem ser visualizados de várias formas e com filtros diversos e modos de realce das feições. A
malha gerada deve preservar a qualidade dos dados e ao mesmo tempo apresentar um comportamento
contínuo e suave. Os algoritmos de interpolação mais utilizados baseiam-se na técnica de curvatura mínima
desenvolvida por Briggs (1974), ou em suas variações. Este procedimento apresenta bons resultados, mas
a convergência pode ser lenta e não ser adequada para linhas de vôo com espaçamento muito grande.
5.4.1.8. Transformações
A transformada de Fourier de dados amostrais é conhecida como Transformada de Fourier
Discreta. Ela tem limitações tanto para curtos comprimentos de onda como para longos cumprimentos de
onda. Deve-se ter claro que cumprimentos de onda menores que duas vezes o intervalo amostral não pode
ser representado adequadamente pela transformada de Fourier discreta. Esta limitação é expressa no
domínio de Fourier do seguinte modo: a transformada de Fourier discreta é periódica com o período e
inversamente proporcional ao intervalo amostral.
129
Considere-se uma seqüência amostral N de f(x) uniformemente espaçados a intervalos Δx. Se f(x)
for zero para além dessas amostras, então pode-se considerar N como efetivamente infinito. Neste caso, a
transformada de Fourier discreta F
D
(k) está relacionada à verdadeira transformada de Fourier F(k) através
da soma
12
()
D
j
`
j
kk
x
x
π
=−∞
⎛⎞
=−
⎜
Δ
⎝
∑
FF
∞
⎟
Δ
⎠
5.21
A qualquer k
o
dado, espera-se que F
D
(k
0
) seja igual a F(k
0
), mas de fato F
D
(k
0
) é igual F(k
0
) mais
F(k), avaliada a um número infinito de outros número de ondas. Esta auto-contaminação é conhecida como
“aliasing”. O período da transformada de Fourier discreta é k
s
=2π/Δx, e k
s
é conhecido como número de
onda amostral, sendo que metade deste número (π/Δx) é chamado de número de onda Nyquist. Uma vez
que a transformada de Fourier discreta se repete a cada 2π/Δx toda única informação é encontrada a cada
±π/Δx. Consequentemente, o número de onda de Nyquist é o maior número de onda que pode ser
encontrado. Note que ele tem duas vezes o intervalo amostral.
Pode-se verificar que o campo potencial tem a transformada de Fourier decaindo com o aumento
do número de onda. Desta forma, a contaminação dos termos de maior número de onda na soma que os
antecede pode ser relativamente pequena, principalmente se o intervalo amostral for suficientemente
pequeno em relação aos comprimentos de onda significativos de f(x).
Com base no que foi dito anteriormente, pode-se agora considerar a chamada terceira categoria do
campo potencial, que é a aplicação de métodos que facilitam a interpretação geológica através da
transformação de dados medidos em uma nova forma. Estas transformações, em geral, não definem
diretamente a distribuição das fontes, mas frequentemente fornecem indícios que ajudam a construir um
entendimento geral da natureza destas fontes. O uso dos gradientes horizontais é útil, por exemplo, pois
tende a ressaltar as bordas das anomalias e realçar as feições rasas.
Nesta etapa serão apresentados os métodos utilizados neste trabalho, sendo que uma discrição
completa de vários outros pode ser facilmente encontrada na literatura, como por exemplo em Blakely
(2001).
130
5.4.1.8.1. Gradientes Horizontais
Considere-se uma quantidade escalar φ(x,y) medida em uma superfície horizontal variando
suavemente. O Gradiente Horizontal de φ(x,y) pode ser estimado facilmente pelo método das diferenças
finitas. Por exemplo, se os valores de φ
ij
, representarem medidas discretas de φ(x,y) na malha uniforme Δx
e Δy, então, o gradiente horizontal de φ(x,y) no ponto i,j é dado aproximadamente por
1, 1,
,1 ,1
(,)
,
2
(,)
2
ij ij
ij ij
dxy
dx x
dxy
dy y
φφ
φ
φφ
φ
+−
+−
−
≈
Δ
−
≈
Δ
5.22
No domínio do vetor de onda as relações acima são dadas como
[]
()
φ
φ
⎡⎤
=
⎢⎥
⎣⎦
n
x
n
d
ik
dx
F
n
F
5.23
[]
()
φ
φ
⎡⎤
=
⎢⎥
⎣⎦
n
y
n
d
ik
dy
F
n
F
5.24
onde F é a transformada de Fourier e (ik
x
)
n
e (ik
y
)
n
são transformações que levam uma função medida
numa superfície horizontal em derivadas de ordem n em relação a x e y, respectivamente.
Quando φ é um potencial, pode-se também calcular as derivadas verticais. De fato, a segunda
derivada vertical é uma conseqüência direta da equação de Laplace
(
)
0
φ
2
∇
=
, de modo que
222
2
22
zx
y
φ
φφ
∂
∂∂
=−
∂
∂∂
5.25
Numa superfície horizontal, a equação de Laplace é transformada para o domínio de Fourier
segundo 5.23 e 5.24, ou seja,
131
[] []
[]
22
2
2
| |
φ
2
φ
φ
φ
⎡⎤
∂
=+
⎢⎥
∂
⎣⎦
=
xy
kk
z
k
FF
F
F
5.26
De fato, as derivadas verticais de qualquer ordem podem ser obtidas do campo potencial.
Assim, usando a convenção usual que z cresce para baixo e que Δz > 0, a derivada vertical de primeira
ordem é dada por:
[]
||
φ
φ
⎡⎤
∂
=
⎢⎥
∂
⎣⎦
n
n
n
k
z
FF
)'
∞
z
[
5.27
5.4.1.8.2. Transformações de Fase
Uma anomalia magnética depende da magnetização M(x,y,z) e da direção do campo externo.
Considere-se uma distribuição de magnetização tridimensional M(x,y,z) localizada abaixo do plano de
observação fixo em z
0
. Esta distribuição é definida como zero nas áreas fora da região de investigação,
a qual possui dimensões horizontais finitas menores que as dimensões do levantamento e, ainda,
assume-se que a direção de magnetização (mas não a intensidade de magnetização) é uniforme no
corpo. A transformada de Fourier da anomalia do campo total devida a M(x,y,z) é dada por
[] [ ]
0
0
||
||'
2|| ('
π
−
Δ= ΘΘ
∫
kz
kz
mm f
z
TC keeMzdFF
5.28
onde
]
(')
M
zF
é a transformada de Fourier da magnetização numa camada horizontal na
profundidade z’. Sendo que
Θ
m
e Θ
f
na equação 5.28 são dados por
ˆˆ
ˆ
||
ˆˆ
ˆ
||
x
xy
mz
xx yy
fz
mk mk
mi
k
y
f
k
f
k
fi
k
+
Θ= +
+
Θ= +
5.29
onde e
ˆˆˆˆ
(,,,)
xyz
mmmm=
ˆˆˆˆ
(,,,)
xyz
f
fff= são vetores unitários na direção da
magnetização e na direção do campo regional, respectivamente.
132
O termo integral da equação 5.28 carrega todas as informações relativas à M(x,y,z), incluindo
a forma do corpo magnético. Este termo contribui para a fase da anomalia, dependendo de como a
magnetização é distribuída, e esta contribuição dificilmente pode ser avaliada sem um conhecimento
prévio de M(x,y,z). As funções Θ
m
e Θ
f
também contribuem para a fase da anomalia e contêm todas
as informações relativas às direções da magnetização e da componente sendo medida.
Quando o objeto de interesse é uma componente diferente do campo magnético ou o efeito de
uma direção de magnetização diferente, em ambos os casos, somente e
ˆ
m
ˆ
f
são alterados na
equação 5.28; onde M(x,y,z) permanece inalterado. Indicando a nova direção de magnetização e o
novo campo regional como e
''''
''''
ˆˆ ˆ
ˆˆˆˆ
(,,)=
xyz
mmmm
(,,,)=
xyz
f
fff , respectivamente, a anomalia
transformada se torna:
[] [ ]
0
0
||
'' ||'
2|| ('
π
−
Δ= ΘΘ
∫
kz
kz
tmmf
z
TC keeMzFF)'
∞
dz
5.30
onde
''
''
''
''
ˆˆ
ˆ
||
ˆˆ
ˆ
||
+
Θ= +
+
Θ= +
x
xy
mz
y
x
xyy
fz
mk mk
mi
k
f
k
f
k
fi
k
5.31
Combinando as equações 5.28 e 5.30 de modo a eliminar os fatores comuns, temos:
[
]
[
]
[
]
ψ
Δ= Δ
t
TTFFF
t
5.32
onde
[]
''
ψ
Θ
Θ
=
Θ
Θ
mf
t
mf
F
5.33
As equações 5.32 e 5.33 descrevem a transformação da anomalia do campo total em uma
nova anomalia causada pela mesma distribuição de magnetização com direções diferentes. Não são
133
necessárias suposições sobre a forma do corpo ou da distribuição de magnetização, exceto que esta
deve ser suficientemente localizada, de modo que a transformada de Fourier exista.
5.4.1.8.2.1. Redução ao Pólo Magnético
A técnica da redução ao pólo remove um nível de complexidade do processo interpretativo: ela
desloca as anomalias lateralmente para serem locadas sobre suas respectivas fontes e altera suas
formas de modo que fontes simétricas causem anomalias simétricas. A direção da magnetização e o
campo regional são necessários na equação 5.35, a seguir, mas nenhuma outra suposição sobre a
distribuição de magnetização é necessária, exceto aquela relativa às dimensões laterais das fontes.
Muitas técnicas foram desenvolvidas para melhorar a redução ao pólo, por exemplo, com
relação aos problemas de estabilidade da transformação em baixas latitudes. Uma aproximação direta
é reduzir dados magnéticos de baixa latitude para o equador magnético ao invés de reduzir ao pólo
(Leu (1981); Gilbert e Galdeano (1985)). Embora este procedimento tenda a centralizar as anomalias
sobre suas respectivas fontes, a anomalia estará alongada na direção E-W com relação às direções
horizontais da fonte.
Esta técnica apresenta bons resultados quando a magnetização e o campo regional não estão
dirigidos verticalmente para a superfície da área estudada, pois as anomalias magnéticas podem não
estar localizadas exatamente sobre o corpo anômalo. A menos que e
ˆ
m
ˆ
f
sejam verticais, Θ
m
e Θ
f
irão contribuir para uma fase da anomalia magnética a qual pode deslocar lateralmente a anomalia,
distorcê-la, e até mudar seu sinal (figura 5.3).
134
A
B
Figura 5.3 - Exemplo esquemático de uma anomalia magnética antes (A) e depois (B) de ser reduzida ao Pólo.
Em termos gerais, se o campo de magnetização e o campo regional não forem verticais, uma
distribuição simétrica de magnetização irá produzir uma “inclinação” ao invés de uma anomalia
magnética simétrica.
Esta complexidade pode ser eliminada dos levantamentos magnéticos usando as equações
5.32 e 5.33. Se fizermos =
'
ˆ
'm
ˆ
f
= (0,0,1) na equação 5.33, então a equação 5.32 transformará uma
anomalia do campo total medida na componente vertical do campo. A anomalia transformada no
domínio de Fourier é dada por
[
]
[
]
[
]
ψ
Δ
=
rr
TFFFΔT
5.34
onde
135
[]
2
22
123 12
1
2
3
1
2
1
||
,| | 0
||( )
ˆˆ
ˆˆ
,
ˆˆ
ˆˆ
,
ˆˆ
ˆˆ
,
ˆˆ
ˆˆ
,
ˆˆ
ˆˆ
.
ψ
=
ΘΘ
=≠
++ + +
=−
=−
=− −
=+
=+
r
mf
xyxy xy
zz xx
zz yy
yx xy
xz zx
yz zy
k
k
ak ak akk i k bk bk
amfmf
amfmf
amfmf
bmfmf
bmfmf
F
5.35
A aplicação de
[]
ψ
r
F
é chamada redução ao pólo (Bananov e Naudy, 1964) porque ΔT
r
é a
anomalia que seria medida no pólo magnético, onde a magnetização induzida e o campo regional são
dirigidos verticalmente para baixo (Figura 5.3).
5.4.1.8.3. Sinal Analítico
O sinal analítico é obtido por uma combinação dos gradientes vertical e horizontal do campo
magnético. Ele tem uma forma sobre os corpos anômalos que depende da localização dos mesmos,
mas não das suas direções de magnetização. A aplicação da técnica do sinal analítico na interpretação
magnética foi desenvolvida primeiramente por Nabighian (1972, 1974) para o caso bidimensional, como
uma ferramenta para estimar a profundidade e a posição das fontes magnéticas. O método foi
estendido a problemas tridimensionais (Nabighian (1984); Roest, Verhoef e Pilkington (1992)) para o
mapeamento e estimativa da profundidade das fontes, e para um melhor conhecimento sobre a
natureza da magnetização anômala (Roest, Arkani-Hamed e Verhoef (1992); Roest e Pilkington
(1993)).
A vantagem do uso do valor absoluto do sinal analítico, originalmente desenvolvida por
Nabighian op.cit., é que sua forma sobre estruturas lineares é independente dos parâmetros do campo
magnético terrestre e da direção de magnetização do corpo anômalo. Portanto, o uso do valor absoluto
do sinal analítico resulta na determinação das características da fonte sem levar em conta a direção da
magnetização do corpo anômalo. Isto pode ser muito importante, especialmente em áreas onde a
contribuição da magnetização remanente para a anomalia observada não é conhecida.
136
O sinal analítico é mais facilmente derivado no domínio do número de onda, uma vez que isto
envolve o cálculo de derivadas das anomalias magnéticas. Definindo-se
ˆ
x
, e como vetores
unitários nas direções x, y e z, respectivamente, pode-se escrever o sinal analítico 3D de uma anomalia
do campo potencial M como
ˆ
y
ˆ
z
ˆˆ
(,)
ˆ
x
yxyi
xy z
∂∂ ∂
⎛⎞
=++
⎜⎟
∂∂ ∂
⎝⎠
MM M
A z
5.36
A equação 5.36 satisfaz a exigência básica do sinal analítico (Nabighian (1972, 1984)) que
suas partes real e imaginária formem uma transformada de Hilbert. Uma vez que neste trabalho foi
utilizada a interpretação automática de uma malha de dados, o interesse do uso do sinal analítico é a
obtenção do valor absoluto, introduzido por Nabighian op.cit (Roest, Verhoef e Pilkington, 1992). Da
equação 5.36 deriva-se que a função amplitude do sinal analítico é dada por:
2
22
(,)xy
x
yz
∂∂∂
⎡⎤
⎡
⎤⎡
=++
⎢⎥
⎤
⎢
⎥⎢
∂∂∂
⎥
⎣
⎦⎣
⎣⎦
TTT
A
⎦
5.37
onde T é o campo total observado.
A derivação da amplitude do sinal analítico é mostrada na figura 5.4, a qual indica a anomalia
magnética sobre um prisma magnetizado em uma direção arbitrária. As derivadas vertical e horizontal são
calculadas. A amplitude do sinal analítico é então obtida a partir da equação 5.37, resultando em uma
função que mostra os máximos sobre as bordas do prisma.
137
Figura 5.4 – Esquema do método do sinal analítico. As derivadas vertical e horizontal são calculadas a partir da anomalia do campo total
sobre um prisma e então combinadas para a obtenção do valor absoluto do sinal analítico. As locações dos máximos e a forma deste
sinal podem ser usadas para encontrar as bordas dos corpos e a correspondente estimativa de profundidades (Modificado de Roest.
W.R., Verhoef J. and Pilkington M. 1992).
5.4.1.9. Interpretação dos Dados Aeromagnéticos
A interpretação dos dados magnéticos é o processo pelo qual as variações do campo
magnético são relacionadas com as feições estruturais e litológicas. Os dados magnéticos podem ser
separados em diferentes unidades baseando-se em suas características magnéticas. Estas
características incluem os parâmetros que descrevem intensidade, relevo e características texturais do
campo magnético. Essas características, por sua vez, incluem linearidade, coerência, simetria e
comprimento de onda de cada anomalia que forma a unidade magnética. Dessa forma, as
características globais de forma e borda das unidades magnéticas podem também fornecer
informações para a identificação geológica (Paterson and Reeves, 1985).
A amplitude e a fase da anomalia magnética observada dependem da orientação da fonte,
geometria e altitudes magnéticas (ângulo de inclinação). A inclinação magnética tem um papel
importante na complexidade da anomalia em termos de forma e amplitude. A figura 5.5 ilustra a
138
distorção pela comparação das respostas magnéticas sobre um corpo enterrado medido a diferentes
latitudes (0
o
, 45º e 90º). Como ilustrado nessa figura, para anomalias localizadas em qualquer outra
latitude magnética diferente das ilustradas, as mesmas serão assimétricas.
Figura 5.5 – Anomalias do campo total observadas quando a linha de vôo é perpendicular ao eixo do corpo enterrado e seção cruzada
perpendicular à página: (a) no pólo norte magnético, (b) no equador e (c) na latitude magnética de 45º N. A anomalia é positiva quando o
campo do corpo enterrado reforça o campo da Terra e negativa quando se opõe a este. (Dobrin and Savit, 1988).
Devido a todas estas dificuldades a tarefa de delinear os contatos magnéticos se torna
bastante difícil e, por isso, as técnicas de realce de dados possui um papel importante no processo de
interpretação dos dados magnéticos.
O mapeamento estrutural é o processo de reconhecimento de descontinuidades estruturais
com base na mudança abrupta ou linear, na interrupção ou deflexão da tendência magnética. Uma
descontinuidade estrutural, como por exemplo, um contato intrusivo ou uma falha, somente produz uma
correspondente anomalia magnética se esta descontinuidade separar rochas de suscetibilidades
magnéticas consideráveis (Dobrin and Savit, 1988).
As falhas manifestam-se de diferentes modos:
• em falhas/contatos a expressão magnética será similar àquela dos limites estratigráficos
lineares e normalmente se apresentarão em um modo linear;
139
• falhas de empurrão são as mais simples de reconhecer pois usualmente causam visíveis
interrupções ou deflexões nas tendências magnéticas;
• as falhas são ocasionalmente mineralizadas hidrotermalmente com a introdução da
magnetita, resultando em um aumento local da suscetibilidade magnética. Por outro lado, as zonas de
falhas são ambientes oxidantes devido ao intenso regime hidrotermal que provoca a alteração do
mineral magnetita para a hematita ou limonita, com uma conseqüente redução na suscetibilidade
magnética.
140
6. Determinação da Profundidade do Embasamento
6.1. A Análise Espectral na Interpretação de Dados Magnéticos
O uso de métodos espectrais na análise e interpretação de dados aeromagnéticos está bem
estabelecido atualmente, seguindo a tendência moderna de processamento e interpretação de dados
digitais. A análise espectral de dados aeromagnéticos ordinariamente refere-se à transformação do
campo aeromagnético no domínio do espaço para o domínio da freqüência, usando as técnicas da
transformada de Fourier, e a subseqüente interpretação dos resultados do campo espectral.
141
A análise da energia espectral aplicada a dados interpolados mostrou-se efetiva na definição
de estruturas geológicas nos dados aqui apresentados. Estes métodos são usados para identificar a
profundidade da unidade magnética principal em uma dada região. A partir desta análise, os
parâmetros ótimos são ajustados para obter-se a maior quantidade possível de detalhes a partir do
método de ajuste das curvas escolhido.
A idéia do uso do conteúdo espectral da informação magnética na análise e interpretação de
anomalias aeromagnéticas não é nova. Esta técnica foi extensivamente usada para estimativa de
profundidade do embasamento magnético (Spector e Grant, 1970; Hahn, Kind e Mishra, 1976; Pal,
Negi, Agrawal, 1983; Ofoegbu e Onuoha, 1991;). Os princípios do método são baseados no trabalho
fundamental realizado por Bhattacharyya (1965), Spector e Bhattacharyya, (1966) e: Spector e Grant,
(1970). Ao longo desses anos muitos cientistas contribuíram para o desenvolvimento desse método.
O cálculo da transformada de Fourier hoje é facilmente realizado devido à existência de
eficientes técnicas computacionais direcionadas para tratamento de dados aeromagnéticos e à relativa
facilidade com a qual grandes volumes de dados são obtidos. O gráfico do logaritmo da média radial do
espectro de energia, ou o quadrado do espectro de amplitude de Fourier, versus a freqüência radial,
fornece os conjuntos de profundidades separadas através da análise da inclinação dos segmentos
lineares do espectro. A inclinação de cada segmento fornece informação sobre a profundidade de um
conjunto de corpos magnéticos. As altas freqüências do final do espectro são dominadas por anomalias
derivadas de corpos magnéticos rasos e de ruído magnético. As baixas freqüências, por outro lado, são
devidas principalmente a corpos magnéticos a maiores profundidades, como será mostrado no próximo
item. Conforme demonstrado por Spector e Grant (1970) e Bhattacharyya e Leu (1975, 1977), os
resultados obtidos através do uso desta técnica são frequentemente aproximados, mas sempre únicos.
Uma prática normal, que depende da geologia da área investigada, é aplicar o método da
análise espectral à área como um todo, ou a grande parte dela, usando uma janela que pode ter até
300 km por 300 km. O processo pode ser repetido em porções menores da área principal para
estabelecer as características locais. Deste modo, as unidades magnéticas são descobertas definindo
mais precisamente a estratigrafia local. Em alguns casos a região pode ser coberta sistematicamente
usando janelas móveis menores, que se sobrepõem ao longo das estruturas da área a ser estudada.
A identificação da profundidade das camadas magnéticas é uma da tarefa difícil, pois o sinal do
topo de um corpo magnetizado domina o sinal da base deste corpo em todos os comprimentos de
onda. Uma abordagem para estimar a extensão da profundidade de uma fonte magnética dada por
142
Spector e Grant (1970). Essa abordagem examina as propriedades estatísticas das feições das
anomalias magnéticas, assumindo-se que as mesmas sejam produzidas por um grande número de
blocos. Os parâmetros que descrevem cada bloco (profundidade, espessura, largura, comprimento,
direção de magnetização, ...) são definidos como tendo as probabilidades comuns ao conjunto de
blocos.
A técnica da estimativa da profundidade de corpos magnéticos usando análise espectral
representa um método relativamente barato, rápido e disponível para estimativa de profundidade de
embasamento em levantamentos geológicos regionais. Numerosos exemplos já publicados mostram
que os métodos espectrais fornecem uma estimativa de profundidade segura para fontes anômalas.
6.1.1. Descrição Matemática
Numa malha de dados aeromagnéticos de dimensões L x L os valores da intensidade da
anomalia residual total podem ser expressas em termos de uma série de Fourier:
⎥
⎦
⎤
⎢
⎣
⎡
+
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛
+
⎥
⎦
⎤
⎢
⎣
⎡
+
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛
=
∑∑
)(
2
sin)(
2
cos),( mynx
L
mynx
L
yxT
n
m
n
m
Q
P
ππ
NM
n
n
6.1
onde:
L é o comprimento dos lados da área;
P
m
e
Q
são os coeficientes das expansões de Fourier, e
m
N e M são o número de pontos na malha ao longo das direções x e y.
O termo
⎥
⎦
⎤
⎢
⎣
⎡
+
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛
+
⎥
⎦
⎤
⎢
⎣
⎡
+
⎟
⎠
⎞
⎜
⎝
⎛
)(
2
sin)(
2
cos mynx
L
mynx
L
Q
P
n
m
n
m
ππ
6.2
representa a amplitude espectral em (n,m), e
143
()
(
)
(
m
m
Q
)
2
22
n
nn
m
P
C
+=
6.3
onde
()
2
C
n
m
é a amplitude da onda, enquanto a freqüência dessa onda é dada como
)()(
22
mn
f
m
+=
n
6.4
Assim, a transformada de Fourier de uma seção de um levantamento aeromagnético em uma
malha quadrada forma uma matriz retangular de coeficientes, a qual pode ser reduzida a um conjunto
de amplitudes médias, dependentes apenas da freqüência (Hahn et al., 1976). Estas amplitudes
médias representam completamente um espectro a partir do qual as profundidades podem ser
estimadas.
O espectro da amplitude média de todos os comprimentos de onda dentro de uma dada faixa
de freqüência são então computados, assumindo as amplitudes de Fourier e divididos pela soma do
número das freqüências. O gráfico destas amplitudes médias versus a freqüência é representado numa
escala semi-log. Linhas retas devem ajustar bem os diferentes segmentos do espectro de modo que as
profundidades das fontes magnéticas estão relacionadas com as inclinações destas linhas. Ou seja:
π
2
Z =
SL
6.5
onde S é o gradiente da linha reta sobre o segmento e L é o comprimento lateral da janela.
6.1.2. A rotina da Análise Espectral
Bennett (1993) desenvolveu um programa de computador para estudar a profundidade de
embasamento no rift de Yola na fronteira Nigéria/Camarões usando a técnica da análise espectral.
Para tanto, ele tomou como base o artigo de Ofoegbu et al., (1992).
A determinação da profundidade do embasamento magnético baseada na análise espectral faz
uso de um gráfico no qual o espectro da amplitude média logarítmica é traçado versus a freqüência.
Este gráfico mostra segmentos lineares cujas inclinações são uma estimativa da profundidade do
embasamento. Estes gráficos podem mostrar mais de uma inclinação, representando mais de uma
144
fonte a diferentes profundidades (Hahn et al., 1976; Spector and Grant, 1970). É possível que somente
o segmento com gradiente mais íngreme seja devido à fonte magnética, e que o mais suave possa
representar um ruído não completamente aleatório, mas com algum grau de correlação.
Encontrar o melhor gradiente em um segmento, que é definido aqui como um corte de
segmento linear, é um trabalho difícil porque este não terá o mesmo valor ao longo da área de estudo.
Assim, é necessário utilizar esta ferramenta várias vezes, usando diferentes cortes e comparando os
resultados. O programa, que utiliza um algoritmo semi-automático, cria uma gama de soluções que
podem ser subjetivamente interpretadas quando utilizado várias vezes (Bennet, 1993).
Bennet (op. cit.) também realizou um estudo usando um modelo magnético sintético utilizando
a técnica de análise espectral, comparando seus resultados com os da técnica da Deconvolução de
Euler, a qual será apresentada mais tarde. Os resultados obtidos com o método da análise espectral
definiram a forma de um corpo anômalo, porém com menor precisão quando comparados com aqueles
obtidos utilizando o método da deconvolução de Euler. O resultado da análise espectral forneceu um
padrão similar ao da deconvolução de Euler e a forma do corpo identificado era correta.
Baseado neste modelo magnético sintético, os resultados da análise espectral mostraram uma
incerteza de pelo menos 10%, com um máximo em torno de 20% nas estimativas. Bennet (op. cit.)
concluiu, então, que o algoritmo usado no seu estudo era satisfatório.
Existem parâmetros que podem ter considerável efeito sobre os resultados dos cálculos das
profundidades calculadas, tais como o tamanho e o caminhamento da janela.
6.1.3. Tamanho da Janela
O principal parâmetro que controla o resultado da estimativa de profundidade é o tamanho da
janela utilizado. Determinar um valor adequado é um compromisso, pois quanto maior a janela, mais
profundas são as feições magnéticas (maiores comprimentos de onda) que podem ser analisados. Por
outro lado, uma janela sub-dimensionada pode levar tanto a uma subestimativa das profundidades,
como a um espectro mais ruidoso devido às fontes adjacentes. Usar uma janela muito pequena implica
também em um maior tempo de processamento.
145
Tendo em mente estes fatores, foi realizado um teste para obter um tamanho adequado da
janela para a área de estudo.
Utilizando os dados da área de estudo, a técnica da análise espectral em janelas de 5, 10 e 20
km foi aplicada, com o centro localizado no mesmo ponto para todas as janelas. Os espectros
resultantes com os segmentos ajustados são mostrados na figura 6.1 abaixo. Na Figura 6.1A observa-
se o espectro obtido com a janela de 20 km, na 6.1B com a janela de 10km e na 6.1C com a de 5 km.
Pode-se observar que para a janela de 20 km o espectro apresenta-se curvado, o que pode induzir ao
erro, uma vez que é possível ajustar muitas inclinações diferentes. Já para a janela de 10 km verifica-
se que o espectro se mostra bem mais consistente, onde se obtém uma estimativa de profundidade
que é coerente com aquela obtida para a área total, embora o espectro apresente indentações. O
espectro obtido utilizando a janela de 5km mostra-se mais suave, sendo possível escolher com mais
facilidade o segmento para o cálculo da estimativa da profundidade naquele ponto. Desse modo, foi
utilizado nesse estudo uma janela de 5 km, sendo que esta se mostrou mais adequada às feições
existentes.
(A) (B) (B)
Figura 6.1 – Espectros obtidos a partir dos dados da área de estudo utilizando janelas de 20 km(a), 10km(b) e 5km(c).
146
6.1.4. Caminhamento da Janela
Um outro fator importante para a técnica da análise espectral é a posição da janela em relação
à fonte real. Segundo Fairhead (1994), a velocidade de caminhamento da janela é o número de células
na malha em que o operador é movido entre estações, e é basicamente função da sobreposição
desejada paras as soluções. Este fator é importante, pois influencia diretamente na resolução da malha
resultante e no tempo computacional gasto para o cálculo da estimativa da profundidade. Em linhas
gerais, podemos afirmar que quanto mais rápido este movimento das janelas, mais grosseiro será o
resultado.
Para demonstrar o efeito do caminhamento da janela sobre um conjunto de dados foi realizado
um teste utilizando um modelo de dipolo cuja inclinação, declinação e tamanho da malha foram
ajustados para serem similares àqueles da área de estudo, uma fonte a 1000 metros de profundidade
e, então, reduzido ao Pólo. Quatro janelas foram posicionadas sobre o modelo, tomando o cuidado de
deixar somente uma delas exatamente sobre a fonte principal, e permitindo que as demais se
posicionassem apenas em parte sobre a ela.
A imagem do modelo com a posição das quatro janelas testes, bem como os espectros obtidos
podem ser visualizadas na figura 6.2A. Pode-se notar que, como esperado, a janela posicionada
exatamente sobre a anomalia (figura 6.2B) forneceu um espectro cuja profundidade calculada é
exatamente aquela do modelo, embora o espectro se mostre ruidoso nos maiores comprimentos de
onda. Já os espectros obtidos das janelas cobrindo somente parte da fonte anômala (C, D, E)
forneceram valores com profundidades bastante distintas daquela do modelo, como pode ser visto na
figura abaixo, sendo inclusive, em alguns casos, difícil encontrar um segmento adequado.
Para este trabalho, uma vez que o tamanho da janela adotado foi de 5km, foi utilizado um
caminhamento de 2,5 km - o que permite uma sobreposição das janelas de 2,5 km - que se mostrou
suficiente e satisfatório, pois foi possível adequar rapidez no processo de cálculo das profundidades e
facilidade de posicionamento das janelas, sem falar na consistência dos valores obtidos.
147
(A)
(B) (C)
(D) (E)
Figura 6.2 – Modelo de dipolo magnético (A), com inclinação, declinação e tamanho do grid ajustados para aqueles da área de estudo,
fonte anômala a 1000m e reduzido ao Pólo. Espectros obtidos com janelas em diferentes posições: figura B - janela 1, figura C - janela 2,
figura D - janela 3, figura E - janela 4.
148
6.1.5. Aplicação na Área de Estudo
A figura 6.3 mostra, como exemplo, um gráfico do espectro de amplitude média logarítmica
versus a freqüência, obtido dos dados magnéticos da área total de estudo. Pode-se notar que estes
valores representam a estimativa da profundidade do embasamento magnético no centro da área.
1
2
Figura 6.3 – Gráfico mostrando o espectro de amplitude média logarítmica versus a freqüência, obtido a partir dos dados magnéticos de
área total de estudo.
O referido gráfico mostra predominantemente duas inclinações distintas, refletindo duas feições
magnéticas, uma rasa e outra mais profunda, através das inclinações íngreme e suave. Os segmentos
1 e 2 na figura 6.3 mostram estimativas de profundidades de 374 m e 2440 m abaixo do sensor,
respectivamente.
Se existirem fontes magnéticas distribuídas em diferentes profundidades, o espectro de
amplitudes pode aparecer curvado, de modo que qualquer inclinação pode ajustar o alvo e assim
produzir uma estimativa de profundidade. Evidentemente, isso pode levar a resultados espúrios ou
inconsistentes.
149
6.2. Deconvolução de Euler
O século XX caracterizou-se pela extensa aplicação de técnicas geofísicas na exploração
mineral e ambiental. As principais agências de serviço geológico internacionais, entre estas o Serviço
Geológico do Brasil (CPRM), realizaram extensos levantamentos em seus territórios gerando, assim,
uma vasta cobertura de dados geofísicos, os quais incluem dados magnéticos aerolevantados. Estes
dados são frequentemente coletados através de aeronaves que podem cobrir uma quantidade
substancial de área em um curto intervalo de tempo, resultando em uma grande quantidade de dados
que requerem interpretação.
Devido a esta quantidade de dados magnéticos adquiridos, foram desenvolvidos vários
métodos automáticos e semi-automáticos de interpretação tais como a deconvolução de Werner
(Hartman et al., 1971), método de Naudy (Naudy, 1971), CompuDepth (O’Brien, 1972), e o método da
deconvolução de Euler (Thompson, 1982). Dentre estes métodos, os mais comumente usados para
estimativa da profundidade de fontes magnéticas são as deconvoluções de Werner e Euler.
A deconvolução de Euler pode ajudar o intérprete indicando áreas de interesse, as quais
podem, então, ser modeladas em detalhe. Esta técnica não assume qualquer modelo geológico
particular (tais como diques ou contatos), mas usa uma faixa de distribuições magnéticas elementares
das anomalias. Esta técnica foi inicialmente discutida por Hood (1963) e desenvolvida posteriormente
por Thomson (1982) e Reid et. al., (1990).
Desde a sua introdução por Reid et al. (1990), o método da deconvolução de Euler se tornou a
técnica 3D de estimativa de profundidade mais largamente usada na exploração do campo potencial. É
provável que esta popularidade deva-se à combinação de flexibilidade e simplicidade, não encontrada
facilmente em outro algoritmo. Contudo, a deconvolução de Euler é fundamentalmente um estimador
de fonte única, o que limita o uso desta técnica em áreas de geologia complexa para encontrar
profundidades médias de fontes que criem interferências nas anomalias magnéticas.
A utilidade da deconvolução de Euler como ferramenta de interpretação para determinar a
localização das fontes anômalas do campo potencial está hoje bem estabelecida. Thompson (1982)
desenvolveu a técnica e aplicou-a a perfis de dados, e Reid et. al., (1990) desenvolveram a versão
mais largamente usada para dados interplolados. Recentes melhorias nesta técnica incluem um
método automático de eliminação de soluções pobres (Fairhead et al., 1994), a estimativa do índice
estrutural (Barbosa et. al., 1999) e a introdução de uma segunda equação de controle, permitindo a
150
determinação dos contrastes de susceptibilidade e inclinações dos perfis de dados magnéticos
(Mushayandebvu et al., 2001). Esta última capacidade de realce foi chamada de “deconvolução de
Euler estendida”. A formulação convencional da deconvolução de Euler 3D assume que o campo
observado em cada janela Euler é devido a uma fonte 3D, com o campo variando em todas as
direções. Onde a fonte for 2D, pode-se mostrar analiticamente que a solução será instável, resultando
em soluções pobres que podem ser rejeitadas pela rotina de técnicas de “limpeza” de soluções pobres
(Fairhead et al., 1994).
A deconvolução de Euler é, portanto, uma técnica de modelamento inverso que utiliza o
conteúdo espectral dos dados do campo potencial, permitindo que parâmetros como posição,
profundidade e natureza da fonte magnética geradora sejam estimados semi-automaticamente a partir
dos dados medidos. O método não requer um conhecimento a priori da geologia local, contudo várias
suposições são feitas, as quais influenciam o resultado final.
Dessa forma, a deconvolução de Euler aplicada a dados interpolados é uma ferramenta
importante e de rápido uso na estimativa das profundidades de fontes magnéticas. Neste trabalho, foi
testada a aplicação da técnica desenvolvida por Reid e colaboradores em 1990 aos dados magnéticos
aerolevantados sobre a área de estudo, na Região dos Lagos (RJ-Brasil), com o objetivo de se estimar
a posição e profundidade das principais fontes magnéticas locais.
6.2.1. Descrição Matemática
Sabe-se que o campo potencial fora de sua fonte satisfaz a equação de Laplace, que em
coordenadas cartesianas é dada por:
222
2
2
22
0
VVV
V
x
yz
∂
∂∂
∇= + +
∂
∂∂
=
6.6
Sabe-se também que qualquer função f, definida em um sistema cartesiano de coordenadas
(x,y,z), é dita homogênea de grau n se satisfizer a seguinte expressão
(,,) (,,)=
n
f
tx ty tz t f x y z
6.7
151
Se a função f é homogênea de grau n então ela satisfaz a equação de Euler, dada por
Thompson, 1982:
fff
x
yz
xyz
nf
∂
∂∂
+
+=
∂∂∂
6.8
A equação 6.8 é conhecida como equação de Euler com grau de homogeneidade n.
Considerando os dados do campo potencial, a equação de Euler da equação 6.8 pode ser reescrita
como segue
()()() ()
000
TTT
xx yy zz NBT
xyz
∂∂∂
−
+− +− = −
∂∂∂
6.9
onde (x
o
, y
o
, z
o
) são a posição de uma fonte cujo campo magnético total T é detectado a uma posição
(x, y, z), B é o campo regional e N é definido como o índice estrutural (SI) de uma anomalia, ou grau de
homogeneidade da equação, o qual está relacionado à natureza da fonte do campo potencial ao seu
decaimento com a distância da fonte. Na prática, o índice estrutural é normalmente assumido durante a
aplicação da técnica.
A equação de Euler é resolvida dentro de uma janela móvel do campo total e de suas
derivadas ortogonais. Uma solução por mínimos quadrados fornece (x
0
,y
0
,z
0
) e as incertezas para um
dado índice estrutural N (Reid et. at., 1990). Soluções com incerteza (desvio-padrão) acima de um
limite especificado pelo usuário são rejeitadas.
Reid et al. (1990) encontraram resultados de profundidades subestimados para contatos
magnéticos usando N = 0. Este problema pode ser resolvido substituindo o lado direito da equação por
um termo A, onde A é uma função da amplitude e orientação, ou seja, strike e inclinação, os quais não
são facilmente separados (Reid et al., 1990). Assim:
()()()
A
z
T
zz
y
T
yy
x
T
xx =
∂
∂
−+
∂
∂
−+
∂
∂
−
000 6.10
Desta forma a equação 6.10 substitui a 6.9.
152
Na prática, esta equação foi aplicada a dados interpolados, sendo que as malhas de
z
e ,,,
∂
∂
∂
∂
∂
∂ T
y
T
x
T
T
foram fornecidos como entradas para se obter os quatro parâmetros: B, x
o
, y
o
e
z
o
.
Na estratégia empregada por Thompson (1982) e Reid et al. (1990) foi aplicado um método de
inversão por mínimos quadrados para resolver a equação de Euler. Dessa forma, as soluções para as
incógnitas B, x
o
, y
o
e z
o
normalmente são obtidas tornando-se a equação 6.9 num problema
superdeterminado, e então aplicando uma matriz de inversão de mínimos quadrados padrão, como a
mostrada na equação 6.11, para todos os pontos dentro de uma janela de tamanho n x n.
⎥
⎥
⎥
⎥
⎥
⎥
⎥
⎦
⎤
⎢
⎢
⎢
⎢
⎢
⎢
⎢
⎣
⎡
∂
∂
∂
∂
∂
∂
∂∂∂
N
z
T
y
T
x
T
::::
::::
N
z
T
y
T
x
T
nn
111
n
∂∂∂
=
⎥
⎥
⎥
⎥
⎦
⎤
⎢
⎢
⎢
⎢
⎣
⎡
B
z
y
x
o
o
o
⎥
⎥
⎥
⎥
⎥
⎥
⎥
⎦
⎤
⎢
⎢
⎢
⎢
⎢
⎢
⎢
⎣
⎡
+
∂
∂
+
∂
∂
+
∂
∂
+
∂
+
∂
+
∂
n
n
n
n
n
n
n
1
1
1
1
1
1
1
NT
z
T
z
y
T
y
x
T
x
:
:
NT
z
T
z
y
T
y
x
T
x
∂∂∂
6.11
Dessa forma, essa janela de dados de tamanho definido é movida sobre todo a totalidade da
malha a um determinado intervalo de tempo e, a partir deste processo, um conjunto de soluções é
obtido dentro desta janela.
A localização das fontes é considerada como bem definida quando se obtém um agrupamento
de soluções, ou seja, quando há baixa dispersão das soluções, de modo que diferentes janelas podem
fornecer soluções no mesmo lugar, como exemplificado no diagrama da figura 6.4.
Figura 6.4 – Diagrama esquemático mostrando o movimento das janelas sobre uma anomalia magnética e a formação de grupamentos
de soluções.
Soluções Pobres
Soluções Boas
Janelas
153
A formulação clássica da deconvolução de Euler apresenta, porém, duas fraquezas principais.
Primeiramente, a necessidade de se escolher um valor para o índice estrutural arbitrariamente antes de
gerar os resultados. Este valor depende do tipo esperado de estruturas na área de estudo (por exemplo
contatos, diques, tubos verticais). Em segundo lugar, são geradas soluções em todas as posições das
janelas, produzindo, assim, tanto soluções espúrias quanto confiáveis. Em uma determinada área de
estudo, é improvável que as estruturas que causam o campo magnético tenham a mesma forma
geométrica, por isso é razoável admitir que um valor único do índice estrutural seja inadequado para
avaliar todo o volume de dados.
Vários autores sugerem métodos para escolher o índice estrutural automaticamente em uma
análise janela por janela. Em seu trabalho de 2002, Hsu tentou calcular profundidade da fonte e índice
estrutural simultaneamente usando derivadas de segunda ordem e não assumindo nenhum campo
magnético remanescente. Barbosa et al. (1999) afirmam que uma tal estimativa simultânea é
impossível, uma vez que profundidade e S.I. são linearmente dependentes e, ao invés disso, usaram a
correlação entre a anomalia observada e o nível do campo B estimado como um indicador do índice
estrutural correto. Este método, no entanto, implica na necessidade de isolar anomalias individuais para
determinar a correlação. Nabighian & Hansen (2001) e Phillips (2002) utilizaram os componentes da
transformada de Hilbert do campo original para resolver as equações de Euler adicionais e, então,
resolvê-las tanto para a profundidade quanto para o índice estrutural em duas etapas separadas.
As soluções de Euler podem ser interpretadas sem rejeitar qualquer tipo de solução, ao invés
de simplesmente utilizar a habilidade do intérprete para discriminar entre soluções seguras e espúrias.
No entanto, é preferível usar técnicas matematicamente mais rigorosas para discriminar estas
soluções, pois, como descrito analiticamente por Silva et. al. (2001), em dados sem ruído a dispersão
das soluções da deconvolução de Euler é, de fato, devida exclusivamente ao uso errado do índice
estrutural. Mas o critério de menor dispersão de Thompson (1982) falha em casos práticos, pois o ruído
nos dados também contribui para a dispersão das soluções.
Fairhead et al. (1994) gastaram menos tempo de computação e encontraram soluções espúrias
reduzidas apenas calculando soluções para as posições das janelas onde a derivada horizontal total
tinha curvatura positiva. Mushayandebvu et al. (2000) apresentaram uma segunda equação de Euler
2D, o rotacional “forçado”, permitindo assim o cálculo de duas soluções de Euler para cada janela. As
soluções foram consideradas confiáveis quando os dois jogos de equações deram resultados
espacialmente consistentes. Mushayandebvu et al. (2001), Nabighian and Hansen (2001)
desenvolveram esta idéia e mostraram que a mesma pode ser estendida para dados interpolados.
154
O método da deconvolução “forçada” de Euler 2D aplicada a dados interpolados se propõe a
solucionar os problemas mencionados acima, enquanto fornece um meio de distinguir as soluções
onde a fonte é 2D, 3D ou pobremente definida. O método se baseia na análise dos autovalores e
autovetores da matriz das equações de Euler para cada janela. Se os dados dentro de uma
determinada janela de solução forem fortemente 2D, o autovalor que aponta ao longo do strike tem um
valor muito pequeno, uma vez que a taxa de mudança do campo nesta direção é desprezível, e assim
pode ser reconhecido. O problema de Euler pode então ser resolvido através de expansão em
autovetores. Conhecendo direção do strike da fonte 2D, a inclinação e o contraste de suscetibilidade
podem ser computados assumindo um modelo de contato ou dique (Mushayandebvu et al., 2001).
De modo a exemplificar o comportamento das soluções de acordo com a técnica utilizada, a
figura 6.5 mostra um diagrama com os resultados obtidos a partir de um perfil de um modelo de
contato. A Deconvolução Forçada de Euler 2D (Fairhead et al., 1994) combina os resultados da
deconvolução de Euler Convencional e Estendida de modo a eliminar as soluções espúrias.
Maiores detalhes sobre a história e o desenvolvimento do método da deconvolução de Euler
podem ser encontrados nos artigos de Bolton (1995) e Reid (1995).
155
Campo total
Profundidade
Inclinação
Contraste de
Suscetibilidade
Profundidade
Figura 6.5 – Diagrama mostrando como o grupamento das soluções se comporta nas técnicas da deconvolução de Euler convencional,
estendida e solução combinada, também chamada de solução “forçada”, para um modelo de contato. (Fairhead et al., 1994).
6.2.1.1. Tamanho da Célula
Para a aplicação desta técnica neste estudo, por razões de confiabilidade na qualidade dos
dados aerolevantados e de comodidade, decidiu-se manter o tamanho de célula original usado na
geração dos produtos dos dados magnéticos e radiométricos (250m x 250m) pois, como descrito no
capítulo 3, o maior espaçamento entre linhas de vôo no aerolevantamento é de 1000m. Outra razão
importante para utilizar esse tamanho de células na malha foi manter as mesmas características
quando do estudo da estimativa das profundidades do embasamento magnético utilizando Análise
Espectral, uma vez que um dos objetivos é fazer uma comparação entre estes dois métodos.
Naquela ocasião foram utilizadas as mesmas características da malha original, ou seja,
tamanho das células para a geração da malha interpolada de 250 metros.
Euler Estendida
Euler convencional
Modelo
Profundidade
Inclinação
Contraste de
suscetibilidade
Solução combinada
ou “for
ç
ada”
156
6.2.1.2. Tamanho da Janela de Amostragem
O tamanho da janela de amostragem é um dos mais importantes parâmetros para a técnica da
deconvolução de Euler. Uma janela de tamanho ótimo é escolhida baseando-se na profundidade e tipo
das fontes magnéticas em estudo. Na figura 6.6 pode-se visualizar o efeito do tamanho adotado para a
janela de amostragem em relação às anomalias magnéticas. Uma janela de tamanho grande
normalmente é mais bem ajustada paras as anomalias em formato de placas, cujas fontes são
profundas. Contudo, uma janela grande pode também incluir anomalias geradas por fontes vizinhas, as
quais podem causar soluções que devem ser rejeitadas devido ao grande desvio-padrão (Fairhead,
2001). Em geral, soluções obtidas para janelas pequenas são mais bem focadas do que aquelas
obtidas com janelas grandes. Segundo Reid et al. (1990), idealmente, a janela deve ser mantida a
menor possível de modo a evitar interferências de anomalias vizinhas, e sugere ainda que o tamanho
das janelas seja entre 6 vezes (para delinear fontes rasas) e 20 vezes (para as fontes profundas, como
o embasamento) o tamanho da célula.
Janela
Figura 6.6 – Representação do tamanho de janelas em relação à anomalia. Janelas muito grandes “vêm” mais de uma anomalia; janelas
muito pequenas “vêm” somente parte da anomalia.
Outro fator determinante na obtenção de boas soluções é a posição da janela em relação à
fonte. Fairhead (1994) encontrou que soluções robustas são obtidas quando a janela encontra-se
diretamente sobre a estrutura fonte, como ilustrado na figura 6.4.
Para este estudo foram testadas janelas de 5 x 5, 10 x 10 e 20 x 20 km. A figura 6.7 apresenta
a localização no mapa magnético da área onde foram realizados os testes com os tamanhos de janelas
citados acima. Para este primeiro teste foi utilizada a área indicada na quadrícula A.
157
Na figura 6.8 pode-se observar o resultado de alguns dos testes citados, onde foi utilizado o
índice estrutural 3, e janelas de 20x20 (A) e 10x10 (B). Este índice estrutural escolhido com a intenção
de obter somente as soluções das principais feições da área escolhida, pois o que está sendo testado é
o tamanho da janela a ser usada. Podemos notar, então, que as soluções obtidas com a janela de
20x20 não apresentam bons resultados, mostrando-se bastante esparsas, sugerindo que o tamanho da
janela não é adequado. As soluções obtidas com a janela de 10x10, por outro lado, são bem mais
consistentes, já revelando as feições magnéticas que podem ser vistas no mapa da figura 6.7, porém
ainda com um alto índice de ruído, prejudicando a identificação das feições, o que pode ser um
indicador de que o índice estrutural não seja o mais adequado para esta área. Na próxima seção serão
mostrados os testes relativos ao índice estrutural, bem como as suas variações.
As soluções obtidas com a janela de 5x5 mostraram resultados semelhantes àqueles obtidos
com a janela de 10x10, e devido ao maior tempo de processamento necessário para janelas menores,
optou-se por utilizar a janela de 10x10 em nosso estudo.
Vale lembrar mais uma vez que os valores de profundidade mostrados nas soluções obtidas
são aquelas que têm como referência o sensor do avião, e não o nível do terreno.
158
Figura 6.7 – Localização da janela onde foram realizados os testes de tamanho de janelas.
B
A
Figura 6.8 – Soluções obtidas a partir das janelas de 20 x 20 (A) e 10 x 10 (B), com índice estrutural 3
A
B
6.2.1.3. Índice Estrutural
O Índice Estrutural (SI) é o parâmetro que determina a variabilidade geológica dos resultados
quando se aplica a Deconvolução de Euler. Ele representa o decaimento do campo magnético da fonte
geradora e, deste modo, dá uma indicação da sua natureza e posição (Fairhead, 1994). Uma escolha
adequada de seu valor permite que o sinal de um tipo de fonte particular seja realçado. Por outro lado,
um valor errado de índice estrutural irá resultar em estruturas mal definidas, com profundidades erradas
e localização imprecisa. De fato, Reid et al. (1990) recomendaram a realização de múltiplos
processamentos com diferentes valores de SI’s, uma vez que um conjunto de dados reais tipicamente
contém anomalias de uma variedade de fontes com diferentes SI’s, e a partir de então analisar o índice
que fornece os melhores resultados de grupamento de soluções para cada feição de interesse.
Na tabela 6.1 abaixo são apresentados os índices estruturais básicos, apropriados para
modelos simples usados com a técnica da deconvolução de Euler.
Índice estrutural Modelo Magnético
0,0 Contato
1,0 Dique
2,0 Tubo/monopolo
3,0 Esfera/dipolo
Tabela 6.1 – Índices estruturais para interpretação magnética usando a técnica da deconvolução de Euler (Thompson, 1982; Reid et al.,
1990; Kuttikul, 1995).
O índice estrutural 2 é menos comumente observado. Um índice estrutural muito baixo leva a
profundidades muito rasas e vice-versa. Usando um índice estrutural muito alto, por exemplo 2, para
um dique, embora as soluções sejam espalhadas e superestimadas, ainda assim se poderia traçar a
161
tendência de sua direção. Peterson et al. (1991) mostraram que o índice estrutural 2 tem uso prático na
localização de quimberlitos e, segundo Yaghoobian et al. (1992), os índices 2 e 3 são muito úteis na
aplicação ambiental para a locação de tambores.
Na prática, porém, seria necessário resolver a deconvolução de Euler para o maior número
possível de índices, isto é, 0,0, 0,5, 0,75 e 1,0, etc, traçar os resultados para cada índice, e depois
examinar feição por feição. O índice que fornecesse o melhor conjunto de soluções seria então
escolhido.
Desta forma, com o objetivo de se encontrar um índice estrutural que melhor atendesse às
expectativas com relação à estimativa da profundidade do embasamento magnético e, ainda, que
pudesse dar indícios de posição e forma das feições mais importantes da área de estudo, foram
realizados vários testes na área indicada pela quadrícula A da figura 6.7.
As figuras a seguir mostram resultados dos testes realizados com índices estruturais
diferentes. Na figura 6.8, estas soluções representam as posições das fontes (x
o
, y
o
, z
o
), onde cores
diferentes são usadas para representar as profundidades respectivas, e nos eixos x e y tem-se a
posição em coordenadas UTM.
Um procedimento que pode ser aplicado na tentativa reduzir o número de soluções espúrias ou
artefatos gerados é a de controlar a escala de profundidade e a tolerância de aceitação das soluções, o
que depende da experiência do intérprete. O produto final fornece uma saída que combina as soluções
obtidas com os resultados da deconvolução de Euler Convencional e Estendida, de modo a eliminar as
soluções pobres, além de indicar a direção da inclinação da estrutura que está sendo analisada. As
soluções da Deconvolução Forçada de Euler 2D são também mostrados nas figuras a seguir.
As figuras 6.9, 6.10, 6.11 mostram as soluções obtidas a partir de uma janela de 10x10 e SI de
0, 1 e 2, respectivamente, derivadas do mapa aeromagnético reduzido ao pólo.
Para cada caso, foram examinadas as soluções obtidas com a deconvolução de Euler de modo
a comparar seus resultados e, assim, ter mais segurança na escolha do índice estrutural para a área de
estudo. Não foram realizadas tentativas de encontrar índices estruturais intermediários, o que
provavelmente melhoraria o resultado das soluções que, por outro lado, não estariam relacionados a
modelos estruturais conhecidos.
Conforme pode ser visto nas figuras citadas, para todos os SI’s utilizados a faixa de
profundidade foi, em média, entre 150 e 1000 metros. Sabe-se que cada índice estrutural tende a
162
caracterizar certas feições melhor que outras e, conforme podemos observar pelo mapa magnético da
figura 6.7, a área centrada pela quadrícula A possui feições características de diques, o que permite
uma maior segurança seja para o teste da eficiência da técnica seja para a certeza da escolha do
melhor índice estrutural para a área de estudo.
Assim, analisando as estimativas de profundidade usando a deconvolução de Euler
convencional e “forçada” para os testes realizados, verifica-se com clareza que os índices estruturais 0
e 2 não representam adequadamente a região estudada, uma vez que as soluções obtidas são muito
pobres, não definindo as estruturas já identificadas no mapa magnético da região, mesmo que as
soluções encontradas com o índice estrutural 2 ainda possam dar indícios destas estruturas, como
pode-se ver na figura 6.11 A e B. De fato, as soluções mostradas na figura 6.9, com índice estrutural 0,
são tão pobres que mal é possível identificar as principais estruturas.
A figura 6.10, por sua vez, mostra as soluções obtidas com o índice estrutural 1, onde se
observa que tanto as soluções registradas com técnica da deconvolução de Euler convencional (A)
quanto a “forçada” (B) fornecem resultados coerentes com a feições magnéticas vistas no mapa da
figura 6.7, mostrando nestes locais os melhores grupamentos de soluções, inclusive com
profundidades comparáveis àquelas obtidas com a técnica da Análise Espectral, confirmando, desta
forma, que o índice estrutural que melhor representa as feições magnéticas encontradas em
subsuperfície na área de estudo é o índice estrutural 1.
163
Figura 6.9 – Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 0.
A
B
Figura 6.10 – Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 1.
A
B
Figura 6.11 – Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir das janelas
de 10 x 10, com índice estrutural 2.
A
B
6.2.2. A Redução ao Pólo e a Deconvolução de Euler
Thompson (1982) utilizou os dados magnéticos reduzidos ao pólo pois concluiu que os
mesmos apresentam mais precisão na determinação da estimativa das profundidades das fontes. Reid
et al. (1990), por outro lado, afirmaram que não é necessária a redução ao pólo antes da deconvolução
de Euler. Bolton (1995), contudo, demonstrou este ponto estudando vários modelos geológicos. Para
cada um desses modelos, uma anomalia magnética induzida foi produzida no pólo, a 45º e no equador.
Para o modelo de diques, o resultado foi favorável à redução ao pólo, se comparado com os demais.
As outras inclinações do campo magnético mostraram feições diferentes no aglomerado de soluções.
Este resultado desencorajou o uso da redução ao pólo antes da deconvolução de Euler para estudos
dos demais modelos, uma vez que tanto a redução ao pólo como a redução ao equador mostraram
dois conjuntos separados de soluções com nível de erro relativamente alto. Porém, o método pode
fornecer resultados úteis se usado com dados obtidos de regiões com campo magnético horizontal ou
quase-horizontal e/ou na presença de magnetização remanescente (Reid et al. 1990).
Baseado nestes dados, ao longo da realização deste estudo foi testada a eficência da
ferramenta da Deconvolução de Euler para as malhas interpoladas do campo total, bem como para a
malha interpolada do campo total reduzido ao Pólo. Em ambos os casos a resposta foi satisfatória.
Assim, decidiu-se utilizar o campo magnético original, sem redução ao Pólo, para a aplicação da
técnica da deconvolução de Euler.
Em síntese, a técnica da determinação da estimativa da profundidade do embasamento
magnético utilizando o método da deconvolução de Euler foi aplicada neste estudo com os seguintes
parâmetros:
• malhas dos dados magnéticos do campo total;
• tamanho da célula no grid de 250 m, mesmo tamanho dos dados originais;
• o melhor tamanho de janela obtido de 10 x 10 grids;
• soluções produzidas utilizando SI’s de 0, 1, 2 e 3, dando ênfase àquelas de 1.
167
6.2.3. O Sinal Analítico e a Deconvolução de Euler
Recentemente, Salem e Ravat (2003) apresentaram um novo método denominado “AN-EUL”
baseado na combinação dos métodos deconvolução de Euler e sinal analítico que permite estimar o
índice estrutural e a profundidade da fonte anômala na coordenada de máxima amplitude do sinal
analítico (AAS), respectivamente, através das equações:
00
2
120
2
20 1
,
2
x
xyy
AAS AAS AAS
N
AAS AAS AAS
=
=
⎛⎞
−
=⎜ ⎟
⎜
−
⎝⎠
⎟
6.12
00
10
0
2
20 1
,
ˆ
x
xyy
AAS AAS
z
AAS AAS AAS
=
=
⎛⎞
=⎜ ⎟
⎜
−
⎝⎠
⎟
6.13
onde
22
(,)
zz
nn
n
TTT
AAS x y
2
z
n
x
yz
⎛⎞⎛⎞⎛⎞
∂∂∂
=++
⎜⎟⎜⎟⎜
∂∂∂
⎝⎠⎝⎠⎝⎠
⎟
z
)
6.14
e é a derivada vertical da anomalia de campo Total. Este método requer o conhecimento a priori
das coordenadas horizontais
T
(
00
ˆˆ
,
x
y de localização da fonte magnética, uma vez que as equações
6.12 e 6.13 usam as AAS calculadas nestas coordenadas.
O método AN-EUL estima tais coordenadas como os maximizantes da família de funções
AASn (x,y). Uma desvantagem do AN-EUL é o cálculo de derivadas até de terceira ordem da anomalia
de campo total, que é uma operação instável produzindo uma amplificação do ruído contido nos dados.
O método AN-EUL contorna este problema computando a continuação para cima da anomalia de
campo total. Esta transformação apesar de estável leva, no entanto, à perda de resolução, o que pode
ser catastrófico para a estimativa de
o
z
)
.
168
Adicionalmente, vale ressaltar que o método AN-EUL também não pode ser considerado um
processamento automático para estimar a localização e geometria da fonte anômala porque foi
construído para fontes isoladas. Portanto, no caso de múltiplas fontes as equações 6.12 e 6.13 devem
ser calculadas para cada fonte magnética.
169
7. Resultados e Discussões
Várias transformações matemáticas podem ser aplicadas aos dados com o objetivo de realçar
certas características. Estas transformações normalmente simplificam os dados, enquanto realçam a
posição das fontes causadoras. Certo número destas técnicas foi aplicado nos dados deste estudo com
o objetivo de facilitar o processo de interpretação geológica.
A interpretação da área de estudo foi fortemente baseada no mapa geológico da figura 3.1
(CPRM/DRM, 2000), de escala 1:400.000.
Discrepâncias entre a interpretação magnética e as unidades geologicamente mapeadas
podem ocorrem por muitos fatores, como por exemplo:
• o mapeamento geológico pode estar correto, mas a unidade litológica pode não ter uma
distribuição ou conteúdo do mineral adequados para a utilização deste método;
• o mapeamento pode estar incorreto devido a deficiência de afloramentos. A interpretação
está correta nesse caso, embora difira do mapa geológico existente;
170
• o mapeamento registra somente rochas aflorantes, enquanto a resposta geofísica pode vir
primariamente de feiçõs com maior profundidade;
• um contorno magnético/radiométrico pode ocorrer dentro de uma única unidade litológica.
7.1. Dados Aerogamaespectrométricos
Neste trabalho, o principal objetivo da utilização de dados radiométricos foi o de delinear
feições geológicas, bem como falhas ou fraturas, sobre o embasamento exposto. Os mapas de
Contagem Total (figura 7.1) e Radiométrico Ternário (figura 7.2), o qual representa uma superposição
do equivalente de urânio, eU (figura 7.3), equivalente de tório, eTH (figura 7.4) e potássio, %K (figura
7.5), são os principais tipos de mapas radiométrico usados na literatura, sendo que os mapas
radiométricos com relevo sombreado são a forma mais satisfatória de apresentação destes dados,
tendo em vista a interpretação dos elementos estruturais.
No processamento utilizado para a interpolação os dados distribuídos em perfis, paralelos ou
sub-paralelos, foi usando Akima Splines, que interpola amostras nos pontos do grid na direção
perpendicular às linhas de vôo, uma vez que na direção de vôo o processo de interpolação é linear.
Este processo leva em conta a extensão lateral das feições mapeadas, observando-se forte correlação
entre perfis laterais.
Na geração final das malhas foi aplicada uma combinação dos filtros Butterworth e Cosseno
Direcional, onde para o primeiro utilizou-se freqüência de corte equivalente a 1000 m (ou 0,001
ciclos/m, opção passa - alta), enquanto que, para o segundo, a direção de filtragem foi fixada em 90º, e
grau de filtragem em 0,50 (opção Passa). A malha de erro obtida do processo de filtragem foi subtraída
da malha original resultando no mapa final decorrugado. A aplicação destes filtros tem como principal
finalidade eliminar efeitos devido à maior densidade amostral na direção das linhas de vôo e de
suavizar os dados da malha, eliminando os comprimentos de onda menores que 1 km, melhorando
assim a representação das imagens.
Os mapas de contorno foram elaborados a partir de grids regulares, interpolados em malha
quadrada, com dimensões de 250m x 250m.
171
Figura 7.1 – Mapa de anomalias radiométricas (contagem total) da Região dos Lagos – RJ com as principais unidades geológicas sobrepostas.
Figura 7.2 – Mapa de anomalias radiométricas (ternário) da Região dos Lagos – RJ com os principais corpos d'água sobrepostos.
Figura 7.3 – Mapa de anomalias de Urânio da Região dos Lagos – RJ
Figura 7.4 – Mapa de anomalias de Tório da Região dos Lagos – RJ
Figura 7.5 – Mapa de anomalias de potássio da Região dos Lagos – RJ
7.1.1. Discussão dos Resultados
As características dos dados radiométricos são mais complexas do que as dos dados
magnéticos, uma vez que para a aquisição gamaespectrométrica são utilizados quatro canais, ao invés
de um único utilizado aquisição dos dados magnéticos. O padrão radiométrico é também mais difuso
que o padrão magnético, fazendo com que se torne mais difícil o reconhecimento das texturas. As
mudanças na concentração dos vários radioelementos formam a base da interpretação dos dados
radiométricos.
Darnley (1996) sumarizaram as principais características dos radioelementos existentes na
natureza e seus conceitos de interpretação. O potássio (K) é o 9º elemento mais abundante na crosta
da Terra. A maior parte ocorre em feldspatos e micas. Estes minerais são importantes na formação da
rocha. O urânio e o tório são elementos traços, quatro ordens de grandeza menos abundantes que o
potássio. A separação geoquímica do urânio, tório e potássio na diferenciação das rochas Ígneas a
baixas temperaturas ocorre porque o urânio, que tem dois estados de valência, é muito mais móvel em
condições oxidantes a baixas temperaturas que o potássio e o tório. Esta separação ocorre sob as
condições da formação pigmatita e é mais pronunciada em condições hidrotermais, onde o mineral de
tório raramente ocorre e o mineral de urânio é tipicamente destituido do tório. Em rochas com menor
conteúdo de silício formadas a altas temperaturas ocorrem os minerais isomorfos U-Th, com extensiva
substituição, isto é, as séries torianita-uranita. As diferenças químicas entre estes dois elementos faz
com que a posterior separação do urânio e tório ocorra desde que as rochas sejam sujeitas a
intemperismo químico, e isto se reflete na composição de sedimentos maduros, tais como o quartzitos.
No caso da área em estudo, os dados radiométricos mostraram-se eficientes para a
determinação de padrões estruturais superficiais, da dinâmica geomorfológica (relação
sedimento/rocha fonte), além do mapeamento dos principais grupos estruturais da área estudada.
O mapa de Contagem Total com o contorno das unidades geológicas, bem como o mapa
Ternário com sobreposição dos principais corpos d’água revelam muito da informação geológica
superficial. Estes mapas revelam mais informação nas áreas do embasamento exposto que nas áreas
de bacia. Áreas de grande concentração de radioelementos ocorrem sobre os plútons graníticos
localizados a NE da área, onde se concentram as maiores variações topográficas.
177
O canal de contagem total, por incluir no seu espectro as radiações correspondentes ao urânio,
tório e potássio, apresenta valores maiores de intensidade radioativa e, conseqüentemente, maior
precisão estatística, sendo, por isso, mais utilizado na separação das unidades radiométricas porque
fornece uma correlação melhor com as unidades litológicas que os canais individuais desse
radioelementos. Por outro lado, os canais de U, Th e K são indicadores mais confiáveis para a
identificação do tipo de rocha do que o canal de contagem total.
Os radioelementos urânio, tório e potássio mostram forte afinidade com as rochas graníticas.
Desta forma, os granitos possuem maior radioatividade dentre as rochas ígneas. Dentro de uma série
de reação magmática, os três elementos são seletivamente concentrados nos membros finais ricos em
sílica. Desse modo, rochas graníticas produzem solos mais radioativos que basaltos. Em termos gerais,
pode-se afirmar que a radioatividade é útil para distinguir áreas máficas das félsicas nos terrenos
ígneos e metamórficos. Somente em áreas com afloramentos o mapa de unidade radiométrica fornece
indícios diretos da natureza química do embasamento.
Analisando o mapa de anomalias radiométricas de contagens total, constata-se que as maiores
intensidades (3700 – 2700 CPS) estão associados aos granitóides pós-tecntônicos (Granitos Alvim
Cesário, Silva Jardim e Cajú) e as alcalinas cretácicas/terciárias (maciços alcalinos de Soarinho, Rio
Bonito e Tanguá). Observa-se também, uma faixa de valores altos a médios (2700 – 1200 CPS)
associados as rochas alcalinas cretácicas/terciárias do maciços alcalinos de São João, as rochas do
Complexo Búzios, Paraíba do Sul, Rio Negro e aos depósitos colúvio-aluvionares associados às
drenagens dos granitos pós-tecntônicos e às rochas do complexo Rio Negro Rios Capivari e Bacaxá.
Os menores valores de contagem total (abaixo de 1200 CPS) associam-se às rochas do Complexo da
Região dos Lagos e aos depósitos quaternários marinho e flúvio-marinho e de restinga.
Os dados radiométricos revelaram duas principais tendências, dividindo a área de estudo em
dois grandes blocos. A leste com menores valores de intensidade e a oeste com maiores, as quais
encontram-se descritas na figura 7.6.
O mapa ternário apresenta os valores de %K, eU, e eTh através da combinação das cores
magenta, amarelo e ciano, respectivamente. A combinação de cores no mapa ternário indica que áreas
particulares incluem pelo menos dois radioelementos, por exemplo, o verde reflete a combinação do
amarelo (eU) e ciano (eTH). Este mapa apresenta, de forma clara, a relação entre sedimento/rocha
fonte onde os sedimentos originados da intemperização dos Granitos Alvim Cesário e Silva Jardim
compõem a calha, ou o leito aluvionar, da drenagem que o comporta (Rio Capivari). Outro fator que
178
corrobora a esta afirmativa é que o resultado ternário para estas feições possui coloração branca,
indicando uma composição rica nos três radioelementos (%K, eU, e eTh), ou seja, estão dispostos de
forma aleatória por todo sistema de drenagem. A mesma afirmativa se aplica à drenagem denominada
Rio Bacaxá, que se origina no Maciço Alcalino de Rio Bonito e apresenta as mesmas características
radiométricas (Figura 7.6, Quadro A - Mapa Ternário).
Feição semelhante pode ser observada na Figura 7.6, Quadro B - Contagem Total, onde as
drenagens do Rio Capivari e Rio Bacaxá se projetam de suas áreas fontes em direção a Lagoa de
Juturnaíba, sendo marcante as feições de sobreposição (altas concentrações, ~2400 CPS), de
radioelementos, contrastando com a área entorno, ~800 CPS).
Por outro lado, observando-se a drenagem do Rio São João a partir da Figura 7.6, Quadro A -
Mapa Ternário, percebe-se que sua rocha fonte está associada ao Complexo Paraíba do Sul e Suíte
Desengano apresentando características radiométricas distintas para as observadas nos rios Bacaxá e
Capivari, possuindo forte correlação com as concentrações de K e U e deficiência em Th.
O Quadro C da Figura 7.6 (Mapa de Anomalia Radiométrica de Urânio) não apresentou o
detalhamento de pequenos contrastes, sendo importante para a diferenciação dos dois principais
blocos estruturais: a oeste controlado pelas rochas paleoproterozóicas do Complexo Região dos Lagos
e a leste definido pelo padrão fraturado dos Complexos Paraíba do Sul e Búzios.
O Quadro D (Mapa de Anomalias Radiométricas de Tório), contido na Figura 7.6, apresenta
anomalias associáveis aos Granitóides Pós-tectônicos (Granitos Silva Jardim e Alvim Cesário)
delineados pela alta concentração de eTh, variando na faixa de 36,2 e 44,4 ppm. Também a Sudoeste
da área estudada encontra-se uma massa granítica pertencente ao Complexo Búzios, também com
altas concentrações de eTh, que variam na faixa de 19,6 e 24,4 ppm, destacando-se em meio as
baixas concentrações de eTh (média de 10 ppm) associadas aos Complexos Região dos Lagos.
O Quadro E (Mapa de Anomalia Radiométrica de Potássio), contido na Figura 7.6, apresenta
principalmente anomalias associáveis as Rochas Alcalinas Cretáceas Terciárias (Maciço Alcalino do
Morro São João, Rio Bonito, Tanguá e Soarinho), o Complexo Paraíba do Sul e Rio Negro delineadas
pela alta concentração de K, variando na faixa de 2,5 a 3%, contra um background (para o caso do
Maciço São João) de 0,4% e para os demais entre 1,3 e 2% de K.
Observa-se as baixas concentrações de radioelentos no Complexo da Região dos Lagos e dos
Depósitos Colúvio-aluvionares, que apresentam feições características em todos os quadros acima
179
apresentados. A exceção ocorre somente para a concentração de K (Figura 7.6, Quadro E), onde
observa-se a norte da lagoa de Araruama fortes concentrações de K (2 a 3 %K), as quais podem ser
indicativa de feições geológicas não descritas para o mapa geológico (Figura 3.1)
Nas porções mais elevadas do terreno, associadas aos corpos graníticos, observa-se uma
maior concentração de radioelementos no centro destes corpos, com uma diminuição progressiva em
direção as bordas.
Os dados radiométricos indicam a existência de tipos sedimentares distintos ou unidades
sedimentares, as quais se podem delimitar a presença de pelo menos quatro grupos. Estas unidades
foram delimitadas com base no teor radioativo e no processo deposicional, descritas na Figura 7.7.
A primeira unidade, denominada U1, está associada aos sedimentos aluvionares dos rios
Bacaxá e Capivari que apresentam concentrações equivalentes dos elementos K, U, e Th. Pode-se
observar que os sedimentos que recobrem o leito destes rios não se propagam a jusante da lagoa de
Juturnaúba, uma vez que ela é um ambiente de baixa energia, promovendo a deposição dos
sedimentos em suspensão.
Uma segunda unidade, denominada U2, foi associada aos sedimentos aluvionares do rio São
João, os quais apresentam fortes concentrações de K e U, e uma deficiência pronunciável de Th. Estes
sedimentos são característicos das rochas pertencentes à porção noroeste da área, os quais se
propagam por todo o rio São João, sendo evidente a diminuição destes elementos na matriz dos
sedimentos a jusante, característico do aporte do outras drenagens com fontes sedimentares distintas.
Os sedimentos da unidade U3 circunscrevem aqueles das unidades U1 e U2, e compõem a
matriz sedimentar principal das demais redes de drenagens. Esta unidade, representada no mapa
geológico pelos depósitos colúvio-aluvionares (Qha), é caracterizada por apresentar uma coloração
verde-escura, indicativa da presença do radioelemento Th e déficit dos radioelementos U e K. Esta
unidade vem gradualmente recobrindo os sedimentos flúvio-marinhos (Qphm), denominados de U4, na
foz do rio São João.
Aparentemente nota-se uma qualificação temporal e estrutural para estas unidades. As
unidades U1 e U2 seriam mais jovens, por estarem recobrindo os sedimentos da unidade U3 e U4. A
definição estrutural dar-se-ia pela presença da Lagoa de Jurturnaúba, que impede a passagem dos
sedimentos oriundos dos rios Bacaxá e Capivari, funcionando como uma barreira natural onde não são
180
notados a presença dos sedimentos oriundos dos granitos Cesário Alvim e Silva Jardim a montante
desta.
Demais unidades sedimentares coluvionares estão presentes, como a caracterizada pelo
empobrecimento em K e enriquecimento de Th e U, visualizada pela coloração verde-azulado,
estruturalmente denominada como rochas pertencentes ao Complexo Búzios. Esta unidade foi
denominada como U5.
Outra unidade sedimentar característica, é originada pela alteração do granito alcalino Morro
de São João, apresentando enriquecimento de K, como esperado, e depleção dos constituintes Th e U,
apresentado coloração alaranjada. Esta unidade sedimentar foi denominada U6.
Prosseguindo na individualização das unidades, pode-se identificar a existência de uma ultima
unidade sedimentar, pertencente aos colúvios do Complexo Região dos Lagos, caracterizado pelo
empobrecimento do Th e um forte enriquecimento do U na porção norte deste corpo e de K na porção
sul Esta diferenciação provavelmente está associada a processos metamórficos que remobilizaram e
concentraram os elementos U e K em porções distintas da mesma unidade. Esta unidade foi
denominada como U7 sendo que esta diferenciação não se encontra evidenciada no mapa geológico
regional.
A porção oeste da área investigada não foi considerada nesta avaliação por apresentar uma
complexidade de litotipos de origens e composições diferentes e pertencendo a áreas de altimetrias
mais elevadas pode-se considerá-las como rochas-fonte dos sedimentos descritos acima.
Um possível uso em conjunto das ferramentas do modelo digital do terreno e mapa de
anomalias radiométricas do K, seria a combinação de ambas as ferramentas pelo método de
drapejamento, onde recobrir-se-ia o modelo de elevação pelas dados radiométricas. Esta técnica de
interpretação pode realçar ainda mais as feições encontradas nestas imagens, associando a
concentração do elemento K, a condições morfogenéticas da área investigada. Esta representação
facilita a visualização do complexo relacionamento entre as respostas radiométricas e os atributos
geomorfológicos.
O K é geoquimicamente móvel e solúvel sob condições de intemperismo. Durante o processo
de intemperismo ele é removido dos minerais primários em solução e/ou adsorvidos nos minerais
argilosos. O canal do K pode ser usado para avaliar o grau no qual a rocha fonte do regolito é
181
intemperizada (ou lixiviada) uma vez que a resposta do K é facilmente associada aos minerais
intemperizados.
Constata-se por meio desta técnica, que há um enriquecimento do radioelemento K em
elevadas posições topográficas, com características pedogenéticas de solos pouco desenvolvidos,
compostos por delgadas camadas de solo, associados aos litossolos. Para as porções mais
depressivas do modelo digital do terreno (vales e planícies), observa-se um empobrecimento do
radioelemento K, associado à solos bem desenvolvidos (colúvios), que venham a sofrer uma intensa
ação intempérica.
A Figura 7.8 A apresenta os resultados desta técnica, visualizada na direção NE-SW, onde as
porções mais elevadas do terreno possuem altas concentrações de K e as aplainadas e bases de
encostas possuem baixas concentrações. Nesta imagem podemos associar as maiores concentrações
do K à porção oeste da figura, onde ocorrem as intrusões graníticas pós-tectônicas, compostas pelos
Maciços alcalinos Tanguá, Soarinho e Rio Bonito, os granitóides Alvin Cesário e Silva Jardim e os
litotipos da Suíte Desengano e Plútons correlatos. Na faixa oposta, quadrante leste, constata-se uma
deficiência do K, associada às rochas do embasamento (Complexo Região dos Lagos) e aos
sedimentos quaternários oriundos desta rocha mãe, que recobrem os leitos das principais drenagens
desta região. A exceção se dá pela presença do Maciço alcalino Morro do São João e aos granitos-
gnaisses do Complexo Búzios, que se comportam a mesma maneira de seus pares correlatos à oeste
da área investigada, sendo estas regiões ricas em K.
A rede de drenagem composta pelos rios Bacaxá, Capivari e São João contém sedimentos
enriquecidos em K, indicando que a rocha fonte para estes sedimentos também encontra-se
enriquecida no mesmo elemento (Figura 7.8 B). A planície de dissecação associadas a estas
drenagens não mais apresenta altas concentrações de K, sendo este elemento já lixiviado pelos
intensos processos intempéricos que atuam nestas áreas. Nota-se uma interrupção no transporte dos
sedimentos dos rios Bacaxá e Capivari, que a montante da Lagoa de Juturnaúba apresentam alta
concentração de K, não mais notada a presença deste elemento a jusante desta lagoa. Este fato
comprova que os sedimentos transportados por estes rios são deposicionados nos sedimento de fundo
da Lagoa de Juturnaúba. A drenagem composta pelo rio São João, por não apresentar em seu perfil
longitudinal um ambiente de baixa energia (lagoas ou represas), propícios à deposição de sedimentos,
mostra uma distribuição de K distribuída por toda a sua extensão, com um decréscimo da intensidade
de montante para jusante (Figura 7.8 A)
182
ESCALA 1:400.000
10 10
0
40km
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
s
São
João
Rio
Lontra
R o
i
Dourado
Rio
S
ão
João
Rio
Rio
Capivari
La. de
Juturnaúba
OCEAN
O ATLÂNTICO
o
Ri
Una
R.
Una
R o
i
Bacax
R
.
Jaguaripe
Rio
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QUADRO B
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QUADRO E
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Figura 7.6 - Interpretação dos Dados Gama espectrométricos
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6
Figura 7.7 - Descrição das Unidades Sedimentares associadas aos Padrões Radiométricos
Figura 7.8 A – Mapa de anomalias radiométricas do K drapejadas sobre o modelo digital de terreno – vista NE-SW.
Figura 7.8 B – Mapa de anomalias radiométricas do K drapejadas sobre o modelo digital de terreno – vista NW-SE.
7.2. Dados Aeromagnéticos
A interpretação dos dados aeromagnéticos envolveu técnicas de realce para delinear as
principais feições geológicas da área de estudo, cujos principais métodos foram Redução ao Pólo (RP),
Derivadas Horizontal (DH) e Vertical (DV) e Sinal Analítico (SA). Assumindo que não existe
magnetização remanescente, as técnicas de realce dos dados magnéticos reduzidos ao pólo e sua
derivada vertical e sinal analítico fornecem anomalias cujos picos estão nos topos dos corpos
causativos. Por outro lado, a técnica da derivada horizontal, aplicada aos dados magnéticos reduzidos
ao pólo, realça as bordas destes corpos.
7.2.1. Campo Magnético Total
Quando se trabalha com conjunto de dados complexos, como os aeromagnéticos, é essencial
a realização de um processamento dos dados para a eliminação de problemas de nivelamento que não
são removidos durante o processamento normal, como, por exemplo, correções de direção nas linhas
de vôo, nivelamento de linhas de controle, correções de nível de base, etc.
Uma etapa muito importante é a do micronivelamento, cuja definição poderia ser a filtragem de
dados interpolados para reduzir ou remover efeitos não-geológicos causados por ruídos de longo
comprimento de onda ao longo de linhas de prospecção. Tais ruídos aparecem como simples
deslocamentos dos dados de uma linha de vôo para outra, freqüentemente criando imagens com forte
bandeamento, que são facilmente confundidos com falsos lineamentos. Normalmente o
micronivelamento só é aplicado após as demais correções, e somente depois que as linhas de controle
forem corretamente associadas aos dados.
Existem inúmeros métodos de micronivelamento. O método aqui utilizado aplica um filtro no
domínio da freqüência utilizando transformadas de Fourier, para remoção de enrugamento que
normalmente ocorre com os dados aerolevantados. O que esse algoritmo faz, então, é “limpar” as
correções de nivelamento antes de aplicá-las aos dados originais.
187
Depois de realizadas todas as etapas de processamento descritas nos itens anteriores, pode-
se apresentar o mapa de anomalias magnéticas do campo magnético total (figura 7.9).
188
Figura 7.9 – Mapa final de anomalias magnéticas do campo magnético total da Região dos Lagos – RJ .
7.2.2. Redução ao Pólo
O mapa de anomalias do campo magnético total reduzido ao Pólo pode ser visualizado na
figura 7.10. De modo geral pode-se verificar que o mapa apresenta algumas das anomalias de formato
complexo, mostradas no mapa da figura 7.9, em uma forma mais simples, ou seja, as anomalias de
forma assimétrica do mapa anterior aqui são mostradas são mais simétricas e mais centradas nas suas
fontes. O mapa magnético reduzido ao Pólo mostra informação similar ao mapa do campo total original,
porém com melhores resultados em algumas áreas.
7.2.3. Derivadas Vertical e Horizontal
O mapa da derivada horizontal do campo magnético total, apresentado na figura 7.11 realça as
bordas dos corpos magnéticos, revelando diferentes grupos de rochas e possivelmente ajudando a
delinear algumas diferentes unidades.
O mapa de derivada vertical do campo magnético total é apresentado na figura 7.12. Este
mapa mostra informações similares àquelas da derivada horizontal, especialmente sobre as maiores
falhas encontradas no centro da área, mostrando uma série de picos de anomalia, o que seria
indicativo dos corpos magnético ao longo das zonas de falha. Esta característica ajuda, pois realça o
imageamento de estruturas dentro das áreas de bacia.
190
Figura 7.10 – Mapa de anomalias do campo magnético total reduzido ao Pólo da Região dos Lagos – RJ .
Figura 7.11 – Mapa de derivada horizontal do campo magnético total da Região dos Lagos – RJ.
Figura 7.12 – Mapa de derivada vertical do campo magnético da Região dos Lagos – RJ.
7.2.4. Sinal Analítico
A amplitude do sinal analítico do campo magnético total produz máximos sobre os contatos
magnéticos indiferentemente da direção da magnetização.
O mapa da amplitude do sinal analítico da área de estudo, apresentado na figura 7.13, mostra
informações similares àqueles dos mapas de derivadas mencionados na seção anterior. O dado
“ilumina” com eficiência os corpos magnéticos associados com os maiores eventos de falhas.
194
Figura 7.13 – Mapa da Amplitude do sinal analítico do campo magnético total da Região dos Lagos – RJ, com as principais drenagens sobrepostas.
0.018
0.023
0.027
0.031
0.035
0.038
0.041
0.044
0.047
0.050
0.053
0.057
0.060
0.063
0.067
0.071
0.074
0.078
0.083
0.087
0.092
0.097
0.102
0.108
0.114
0.120
0.127
0.135
0.144
0.154
0.166
0.180
0.197
0.218
0.244
0.282
0.337
0.445
7.2.5. Discussão dos Resultados
O mapeamento estrutural é o processo do conhecimento de descontinuidades com base na
variação da tendência magnética. Uma descontinuidade estrutural, por exemplo, um contato ou uma
falha, somente produz uma anomalia magnética se a descontinuidade separar rochas de
susceptibilidade magnética significativamente diferentes.
Mudanças na forma da anomalia devido a variações na inclinação e geometria do corpo
magnético associado à contribuição desconhecida da magnetização remanescente, faz com que a
tarefa de delinear contatos magnéticos seja difícil. Desta forma, o processo de realce tem um papel
importante na interpretação dos dados magnéticos. Algumas ferramentas de realce utilizadas neste
estudo foram: Redução do Campo Magnético Total ao Pólo, Derivadas Vertical e Horizontal e Sinal
Analítico que podem ser usados alternadamente.
Neste estudo, os lineamentos obtidos dos dados de campo magnético total e seus produtos de
realce foram utilizados para indicar as principais estruturas geológicas da área. Podemos afirmar que o
grau de confiança nos lineamentos observados em todos os produtos (dados originais e produtos de
realce) é maior do que naqueles observados em produtos individualmente.
Os resultados mostraram que existem dois principais sistemas de tendências de lineamento
magnético. O primeiro e mais proeminente, difundido por toda a área estudada, possui direção
preferencial NE-SW. O segundo sistema de lineamento possui direção NW-SE.
Dentre os lineamentos de direção NE-SW verifica-se a presença de dois padrões distintos de
feições magnéticas. A sudeste da área, as feições se manifestam de forma homogênea e marcante,
evidenciada no mapa geológico pela existência de uma única unidade geológica mapeada
(ortognáisses – Complexo Região dos Lagos), sendo a principal influência estrutural nesta área, pois as
demais feições geológicas são compostas por Unidades Quaternárias, ou seja, coberturas
sedimentares recentes. A noroeste da área estudada verifica-se a presença de maiores
descontinuidades magnéticas, marcadas pela grande variedade de litotipos (Gnaisse Tingui –
Complexo Rio Negro, Búzios e Paraíba do Sul, Plutons Alcalinos Terciários/Quaternários - Maciço
Alcalino Soarinho, Rio Bonito e Tanguá - e, finalmente, os Granitos Pós-tectônicos – Granitos Silva
196
Jardim e Cesário Alvim). Esta complexidade de litotipos, associada às feições magnéticas, pode ser
visualizada na Figura 7.14.
Com relação aos lineamentos NW-SE, percebe-se que os mesmos são menos proeminentes, e
que provavelmente devido a este fato tenham sido menos explorados no mapa geológico regional.
Porém com auxílios dos dados magnéticos e seus produtos de realce, pode-se estimar estruturas de
falhamento importantes (Figura 7.15).
Considerando o contexto de lineamentos NE-SW, pode-se inferir com certo grau de certeza a
idade relativa das estruturas presentes. Feições magnéticas marcantes, tais como as associadas aos
Granitóides pós-tectônicos (Granito Caju, Alvim Cesário e Silva Jardim) e aos lineamentos associados
ao enxame de diques mezozóicos/cenoizóicos, indicam que as estruturas associadas aos granitóides
são posteriores às dos diques (o que a princípio, contradiz o mapa geológico), pois as feições
magnéticas associadas às estas estruturas sobrepõem-se às feições associadas aos lineamentos de
diques (Figura 7.14, Quadro A - derivada horizontal e Quadro B – sinal analítico). Neste mesmo
contexto, podemos citar as feições magnéticas associadas aos maciços alcalinos de Tanguá, Soarinho
e Rio Bonito, que se apresentam discordantemente às demais feições mapeadas, o que implica em
eventos tectônicos relativamente recentes, que neste caso, atua de forma concordante ao mapa
geológico em questão, rochas alcalinas cretáceas\terciárias inseridas num contexto de rochas
proterozóicas (Figura 7.14, quadro C - derivada vertical). Finalmente, para o contexto de lineamentos
magnéticos de direção NE-SW, observa-se marcantes feições lineares que estão associadas às
principais zonas de cisalhamento, conforme o visualizado em todos os quadros da Figura 7.14.
Observa-se para as feições associadas aos Granitóides Alvim Cesário e Silva Jardim que, além
da estruturação temporal onde as mesmas encontram-se posicionadas discordantemente das demais
estruturas presentes (indicando eventos mais recentes), há uma diferenciação do próprio corpo
granítico, apresentada sob a forma de feições magnéticas circunscritas, indicadas no mapa geológico
como um só corpo granítico diferenciado apenas por um contato aproximado, sendo estes contatos
bem marcados nos mapas de anomalias magnéticas (Figura 7.14, quadro D – Campo Total e quadro E
– reduzido ao Pólo).
A sudeste da área investigada observa-se a presença de fortes lineamentos magnéticos com
direção preferencial NE-SW, possivelmente associadas a estruturas de falhas ou a enxames de diques,
os quais não foram evidenciados no mapa geológico. Esta feição é bem observada em todos os
produtos de realce e indicada na Figura 7.14, quadro B – Sinal Analítico.
197
Para o contexto dos lineamentos magnéticos contidos na faixa NW-SE, ainda que as feições
presentes nesta região apresentem-se sob forma menos proeminente e parcamente mapeadas no
mapa geológico, pode-se inferir padrões estruturais associados a um falhamento normal,
provavelmente originado após um evento tectônico relativamente recente, pois esta falha transcende o
Complexo da Região dos Lagos, seccionando as demais estruturas presentes, inclusive a zona de
falhamento de empurrão localizado no interior do Complexo Paraíba do Sul, em direção ao noroeste da
área de estudo. Estas estruturas encontram-se fortemente evidenciadas nos mapas de feições
magnéticas (Figura 7.15, Quadro A - Campo Total, Quadro B – Derivada Vertical e Quadro C –
Reduzido ao Pólo).
Diferentemente das estruturas anteriormente descritas e nitidamente definida no mapa
geológico e no mapa de anomalias magnéticas, visualizam-se os corpos gnáissicos pertencentes ao
Complexo Búzios e ao Maciço Alcalino do Morro de São João. (Figura 7.15, Quadro D – Derivada
Horizontal e Quadro E – Sinal Analítico). A feição magnética associada ao Complexo Búzios se destaca
por apresentar um baixo magnético sendo este discordante ao padrão NE-SW associado a planos de
rupturas ou a enxames de diques. Esta configuração indica que este padrão NE-SW é mais antigo que
o corpo gnáissico, de idade neoproterozóica.
198
QUADRO E
QUADRO C
QUADRO A
QUADRO D
QUADRO B
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MAPA GEOLÓGICO
QUADRO E
Figura 7.15 - Interpretação dos Dados Magnéticos - Direção NW-SE
7.3. Estimativa da Profundidade do Embasamento
7.3.1. Análise Espectral
De acordo com o Capítulo 6, pode-se resumir os parâmetros utilizados nos cálculos da
estimativa das profundidades do embasamento magnético, utilizando a análise espectral, com tamanho
da janela de 5,0 km e caminhamento de 2,5 km. A malha do campo total foi subdividida em 336 janelas
de 5,0 km cada.
A utilização do método da Análise Espectral resultou em 336 locações onde a profundidade do
embasamento foi estimada. O espectro para cada janela foi calculado e os melhores segmentos foram
então escolhidos. Fairhead (2001) sugere que, em casos reais, os primeiros pontos de baixo número
de onda do espectro sejam ignorados, uma vez que podem estar relacionados com anomalias cujos
comprimentos de onda, e conseqüentemente a profundidade da fonte, sejam maiores do que o
tamanho da janela. Assim, o melhor segmento linear após o descarte destes pontos foi considerado
como representante da resposta do embasamento magnético. Em alguns casos foi possível selecionar
dois segmentos no espectro. Porém, na maioria dos casos, o segundo segmento se mostrou
inconsistente com os dos demais espectros, além de mostrar ser bastante afetado por ruídos nos
maiores números de onda.
Apesar do fato deste processo ser bastante subjetivo, sobretudo na escolha dos segmentos,
ele requer bastante tempo para se chegar aos resultados, especialmente se o tamanho da janela for
pequeno em relação ao tamanho da área de estudo. Além disso, o método é somente semi-automático
e o movimento da janela sobre a área é realizado manualmente.
A partir de cada uma das janelas analisadas foi gerada uma planilha com os valores das
coordenadas X e Y do centro das mesmas, e associado a estes o valor da estimativa da profundidade.
Os dados foram interpolados usando a técnica da mínima curvatura, utilizando como tamanho de célula
aproximadamente ½ do espaçamento entre os pontos amostrados, 2,5 km neste caso, isto é, 1250
metros.
201
No primeiro mapa gerado a partir do processo descrito acima, pôde-se observar vários pontos
anômalos gerando “olhos de boi” (pontos espúrios) ao longo do mapa, bastante questionáveis. Apesar
deste efeito, pôde-se observar claramente a tendência geral do embasamento e, por causa disso,
decidiu-se repetir o processo em alguns pontos suspeitos, por exemplo, naqueles com valores muito
diferentes dos circunvizinhos. Estes pontos foram então reavaliados e novamente inseridos no banco
de dados para serem novamente interpolados. O resultado final mostrou-se mais plausível, sobretudo
pelo reduzido número de “olhos de boi”. O mapa do embasamento magnético gerado é mostrado na
figura 7.16 a seguir.
Um fato que precisa ser levado em consideração é que os valores indicados neste mapa são
relativos ao embasamento magnético abaixo do sensor do avião, e não relativos ao nível do terreno.
Não foi removido o valor referente à altura de vôo nem aplicadas continuações para baixo ou para
cima. Outro ponto digno de nota é que este mapa apenas apresenta uma idéia geral do embasamento,
não pretendendo assim, ser quantitativo, embora seja um reflexo das estruturas em subsuperfície.
202
Figura 7.16 – Mapa da estimativa da profundidade do embasamento magnético utilizando uma janela de 5km e um caminhamento de 2,5km.
F
A
B
C
D
E
7.3.2. Deconvolução de Euler
Nesta seção será aplicada a técnica da deconvolução de Euler, baseada nos parâmetros e
testes descritos no Capitulo 6. Para tanto, utilizou-se a área contida na quadrícula da Figura 7.17, uma
vez que esta região apresenta feições representativas da área total. As soluções obtidas com os
parâmetros citados na seção anterior são mostradas na figura 7.18 A e B, abaixo. Estas figuras
mostram todas as soluções obtidas, derivadas do mapa aeromagnético do campo total, utilizando
índice estrutural 1 e tamanho da janela de amostragem de 10 x 10 km. Para facilitar a visualização, as
diferentes profundidades foram divididas em cores.
Para obter uma maior confiabilidade na correlação dos resultados entre as técnicas de
deconvolução de Euler, realce de dados e de Análise Espectral, e assim auxiliar no processo de
interpretação destes resultados, os mapas com todas as soluções obtidas como saída do programa de
deconvolução de Euler foram colocados na mesma georreferência e no mesmo layout dos anteriores.
De modo a facilitar o processo de interpretação e se ter um melhor controle da posição dos
grupamentos das soluções das diferentes feições, o processo descrito acima foi repetido várias vezes
para diferentes faixas de profundidades e traçados em diferentes mapas. Como resultado deste
exercício, foram produzidas as imagens com as seguintes faixas de profundidades: 0 – 200 m, 200 –
300 m, 300 – 400 m, 400 – 500 m, 500 – 600 m, 600 – 700 m, 700 – 1000 m e 1000 – 1200 m,
mostradas nas figuras 7.19 a 7.26, respectivamente.
Note-se mais uma vez que estes valores de profundidade são relativos à posição do sensor do
avião e não ao nível do terreno.
204
Figura 7.17 – Localização da janela para aplicação da técnica de Análise Espectral.
Figura 7.18 A – Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 1.
(A)
Figura 7.18 B – Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 1.
(B)
Figura 7.19 – Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 1 e profundidade de 0 a 200 m.
A
B
Figura 7.20 – Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 1 e profundidade de 200 a 300 m.
A
B
Figura 7.21 – Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural1 e profundidade de 300 a 400 m
A
B
Figura 7.22 – Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 1 e profundidade de 400 a 500 m
A
B
Figura 7.23 – Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 1 e profundidade de 500 a 600 m
A
B
Figura 7.24 – Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 1 e profundidade de 600 a 700 m
A
B
Figura 7.25 – Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 1 e profundidade de 700 a 1000 m
A
B
Figura 7.26 – Soluções obtidas para deconvolução de Euler convencional (A) e “forçada” (B) a partir
das janelas de 10 x 10, com índice estrutural 1 e profundidade de 1000 a 1200 m.
A
B
7.3.3. Discussão dos Resultados
O resultado da análise espectral para a área do referido estudo, é apresentado na Figura 7.16
(Mapa do Embasamento Magnético Estimado), que apresenta a estimativa de localização do
embasamento magnético, com profundidades variando entre 438 e 665 metros.
Dentre as possíveis correlações entre a Figura 7.16 (Mapa do Embasamento Magnético),
Figura 3.1 (Mapa Geológico) e Figura 7.9 (Mapa de Anomalias Magnéticas do Campo Total) pode-se
ressaltar a relação entre rochas alcalinas cretáceas (Maciço de Soarinho, Tanguá e São João) e os
granitóides da Suíte Desengano com anomalias magnéticas de profundidade média de 450 metros
(indicadas na figura pelas letras A, B, C e D, respectivamente). Pode-se observar também que os
granitóides Pós-tectônicos (Granito Alvim Cesário e Silva Jardim) possuem embasamento magnético
mapeado à profundidades variando de 550 à 650 metros (posição E).
Observando-se os mapas das Figuras 7.9 e 7.16, porção sul, nota-se também uma correlação
indicada pela posição F, onde a anomalia magnética estaria representada no mapa do embasamento
magnético a uma profundidade variando entre 450 e 500 metros. Porém, o mapa geológico regional
não evidencia nenhum corpo diferenciado nesta posição.
A partir dos resultados obtidos utilizando a técnica de Deconvolução de Euler, pode-se inferir
que as feições mais importantes estão presentes na direção preferencial NE-SW, onde os aglomerados
de soluções se concentram fortemente (Figura 7.18 A e B). É interessante notar que na faixa de
profundidade entre 0 e 200 metros (Figura 7.19) praticamente não se observa existência de nenhuma
feição magnética, como seria de se esperar, uma vez que a altura média de vôo é de 150 m.
Associa-se este conjunto de feições com forte tendência NE-SW à zonas de falhas ou diques,
uma vez que se mostraram representadas pelas soluções das equações de Euler que utilizaram o
índice estrutural 1. Estes lineamentos formam as feições mais rasas encontradas na região, estando
entre as profundidades de 250 e 400 metros, como pode ser visto nas figuras 7.20 e 7.21.
Nota-se uma transição na faixa de profundidade que varia de 400 a 500 metros (Figura 7.22),
onde as feições retilíneas, característica de zonas de falhas ou diques, desaparecem gradualmente,
dando lugar a um trend de feições curvilíneas, indicativas dos corpos graníticos de Alvim Cesário e
216
Silva Jardim. Este aglomerado de soluções torna-se mais presente a maiores profundidades,
preservando ainda alguns resquícios de estruturas lineares, provavelmente associadas às grandes
falhas de empurrão ou diques (Figura 7.23).
Na faixa de profundidade que varia entre 600 e 700 metros (Figura 7.24) nota-se ainda o
padrão circular, associados aos granitóides pós-tectônicos, e a quase ausência do padrão retilíneo.
Para a faixa de profundidade de 700 a 1000 metros (Figura 7.25) ainda se percebe a existência do
aglomerado de soluções associadas aos granitóides pós tectônicos, culminando na faixa de 1000 à
1200 metros (Figura 7.26), com a presença de apenas algumas soluções desconexas.
Na imagem que integra todas as faixas de profundidades, Figura 7.18 A e B, nota-se a
presença do corpo gnáissico pertencente ao Complexo Búzios, através da interrupção das estruturas
contínuas de direção NE-SW, corroborando com as observações extraídas a partir do estudo de
anomalias magnéticas (Figura 7.15), onde o corpo gnáissico secciona estas mesmas estruturas.
Detalhando o conglomerado de soluções localizada na porção NW da área, pode-se perceber a feição
denominada no mapa geológico de contato aproximado entre os granitóides pós-tectônicos Silva
Jardim e Cesário Alvim. Ainda neste contexto, observa-se o contato entre o Granitóide Cesário Alvim e
o Maciço Alcalino Morro dos Gatos. Uma vez que os dois contatos acima citados não se ajustam aos
limites impostos no mapa geológico, estas ferramentas podem auxiliar na definição mais precisa de
contatos.
7.4. Mapa de Integração dos Resultados
A metodologia aplicada para a elaboração deste mapa, incluiu a combinação dos dados
radiométricos e magnéticos, bem como seus produtos de realce para evidenciar as feições geológicas
e geomorfológicas existentes e aumentar sua capacidade de descriminação. A combinação destas
informações se faz necessária, pois os métodos são complementares, ou seja, a desvantagem de um
método é suprimida pela vantagem do outro. Por exemplo: áreas vegetadas com extensa cobertura
arbórea não são bem identificadas nos métodos radiométricos, porém, a cobertura superficial não
atenua as medidas provenientes das fontes magnéticas.
Mesmo com respostas incompletas, a combinação de dados geofísicos com o Modelo Digital
do Terreno e imagens de satélite pode melhorar tanto a velocidade quanto a precisão da interpretação
217
estrutural/geomorfológica destes dados. A imagem do modelo digital foi útil para a correlação da
topografia com as feições magnéticas/radiométricas presentes na área estudada, auxiliando a
interpretação de tais dados.
A técnica de deconvolução de Euler e análise espectral mostraram-se úteis para a identificação
da posição das fontes e bordas dos corpos magnéticos, além de fornecerem indicações estimadas das
profundidades das fontes. Esta técnica serviu para mapear os lineamentos magnéticos, embora não
tenha habilidade para detectar lineamentos de detalhe, mesmos que estes estejam evidentes nas
imagens magnéticas.
Com a metodologia de interpretação empregada, pudemos esboçar um mapa de contorno
(Figura 7.27) que combinou as principais feições obtidas dos produtos de realce acima citados, sendo
que estas feições foram as que apresentaram maior confiança na sua identificação, devido a sua
presença marcante em determinado produto, sua repetição em vários outros e sua confirmação por um
dado já mapeado (mapa geológico) ou sua identificação na imagem de satélite.
218
Lagoa
Sedimento Aluvionares do
Rio Bacaxá e Capivari
Sedimento Aluvionares do
Rio São João
Depósitos Colúvio-Aluvionares (Qha)
Sedimento Flúvio-Marinhos (Qphm)
Sedimentos Coluvionares do
Complexos Búzios
Sedimentos Coluvionares do
Maciço Morro de São João
Rochas Alcalinas Cretácias/terciárias
Sedimentos Coluvionares do
Complexo Região dos Lagos -
Enriquecido em Urânio
Sedimentos Coluvionares do
Complexo Região dos Lagos -
Enriquecido em Potássio
Unidade não diferenciada
Granitóides Pós-tectônicos
Complexo Búzios
N
EW
S
ESCALA 1:400.000
0
20Km
10
Figura 7.27 - Mapa de Contorno com os Resultados Obtidos a partir dos Dados Radimétricos e Magnéticos
810000770000740000
7510000 7490000 7470000
8. Conclusões
8.1. Discussões Finais
O tratamento e interpretação dos dados aerogeofísicos do Projeto São Paulo – Rio de Janeiro,
levantado em 1978, que recobrem a Região dos Lagos (RJ), revelaram muitas informações sobre a
região. Este capítulo sumariza os resultados obtidos através deste tratamento e as interpretações
realizadas a partir de então. A interpretação combinada dos dados magnéticos e radiométricos
forneceu uma visão das estruturas encontradas em superfície e em subsuperfície. Os dados
radiométricos apresentaram forte correlação com a geologia superficial na área de embasamento
exposto, considerando que os dados magnéticos enfatizam as estruturas em subsuperfície. A
combinação do Modelo Digital de Terreno com a Imagem Landsat também permitiu uma boa
percepção da geometria dos corpos e, assim, ajudou na interpretação destes com a utilização das
técnicas aplicadas.
220
8.1.1. Dados Radiométricos e Magnéticos
Uma vez que os dados de espectrometria de raios gama fornecem estimativas das
concentrações do potássio (%K), urânio (eU) e tório (eTh) em materiais na superfície da terra, foi
possível verificar variações litológicas através do uso desta ferramenta. O mapa ternário da região de
estudo mostra que a porção Leste, onde se concentram as principais coberturas sedimentares
quaternárias, possui menor conteúdo de radioelementos, se comparada com a porção Oeste, onde se
concentra a maior parte das rochas aflorantes. Os dados radiométricos revelaram dois principais
sistemas de lineamentos: o primeiro na direção NE-SW, o qual orienta as principais drenagens da área,
e o segundo a NW-SE com feições localizadas sobretudo na área Leste da região investigada. Esta
ferramenta foi também capaz de mostrar a relação entre sedimento/rocha fonte, como, por exemplo, no
caso dos sedimentos originados da intemperização dos Granitos Alvim Cesário e Silva Jardim, os quais
compõem a calha, ou o leito aluvionar, das drenagens do Rio Capivari e Bacaxá.
Os dados radiométricos ajudaram a diferenciar diferentes tipos de unidades sedimentares.
Estes sedimentos foram agrupados em sete unidades, denominadas de U1 a U7 – descritas no capítulo
sete, as quais foram diferenciadas por seus teores relativos de eU, eTh e %K e por seus processos
deposicionais. Diferenças dentro destas unidades podem estar relacionadas às variações litológicas e
diferentes estilos de intemperismo in situ, os quais refletem subunidades litológicas e processos
geomorfológicos.
Os dados radiométricos foram muito úteis para dar suporte à interpretação dos dados
magnéticos, sendo que estes tem como principal objetivo delinear as feições geológicas, bem como as
falhas ou fraturas sobre o embasamento exposto.
A interpretação qualitativa dos dados aeromagnéticos da área de estudo foi realizada com o
uso do mapa magnético realçado com o objetivo de se localizar as principais estruturas geológicas.
Estes produtos de realce incluíram a aplicação de técnicas de redução ao Pólo, derivadas vertical e
horizontal, e de sinal analítico.
O mapa do campo aeromagnético total da área de estudo mostra anomalias suaves,
sobretudo, a noroeste da área, e anomalias de curto comprimento de onda localizadas a sudeste. Estas
anomalias de curto comprimento de onda podem indicar a presença de rochas ígneas abaixo da
221
superfície sedimentar. O uso dessa ferramenta permitiu, também, determinar a existência de dois
principais sistemas de tendências de lineamento magnético. O primeiro e mais proeminente, difundido
por toda a área estudada possui direção preferencial NE-SW. O segundo e menos marcante sistema
de lineamento possui direção NW-SE.
O mapa magnético reduzido ao Pólo mostrou informações similares aquelas do campo total.
Este mapa mostra a posição das anomalias magnéticas melhor definidas em relação aos corpos
magnéticos fontes, ou seja, possuem os picos – máximos ou mínimos – localizados no centro do corpo.
Tal melhora na localização das anomalias pode ser vista em várias partes da área, comparando-se o
mapa de campo total e o reduzido ao Pólo, como por exemplo, os Granitos Pós-tectônicos –Silva
Jardim e Cesário Alvim. Note que o uso desta ferramenta implica na hipótese simplificada da não
existência de magnetização remanescente.
A derivada vertical do campo total revelou claramente as extremidades dos corpos magnéticos,
ajudando a delinear as direções das falhas/diques, sendo também útil no delineamento dos principais
corpos magnéticos da área.
O mapa da amplitude do sinal analítico mostra informações similares aos de derivadas, e foi útil
para confirmar a maioria das anomalias presentes no mapa magnético. Vale lembrar que este produto
não sofre influencia da magnetização remanescente, o que faz como que a locação das posições das
anomalias seja bastante confiável.
As anomalias magnéticas associadas com falhas/diques presentes na área foram mapeadas
com sucesso por todas as técnicas de realce utilizadas. A interpretação qualitativa sugeriu que podem
existir outros elementos estruturais ainda não mapeados no mapa geológico oficial, os quais podem ser
importantes. Estes lineamentos foram observados também através da aplicação das técnicas de
Análise Espectral e da Deconvolução de Euler. Estas feições podem indicar a existência de zonas de
falhas, ou ainda, alinhamentos de rochas ígneas, orientadas principalmente na direção NE-SW.
O uso combinado dos dados aeromagnéticos e aeroradiométricos, bem como seus produtos de
realce, permitiu realizar um mapeamento regional compreensível das falhas e estruturas geológicas, já
mapeadas ou não, presentes na área de estudo. Um fator que auxiliou na delineação das diferentes
unidades, foi a repetição de alguns dos registros em mais de um tipo de produto de realce.
222
A aplicação das ferramentas de realce dos dados magnéticos (derivadas vertical e horizontal,
sinal analítico e redução ao pólo) foram úteis para enfatizar os efeitos das fontes magnéticas próximas
à superfície.
O método da análise espectral apresentou vantagens e desvantagens. Para atingir maiores
profundidades do que aquelas encontradas (1200 metros), seria necessário a utilização de janelas com
tamanho superiores, o que prejudicaria na detecção de estruturas mais superficiais. Foram executados
testes para janelas de tamanho de 10 X 10 km, os quais não apresentaram boas soluções, indicando
desta forma o uso de um janelamento menor (5 X 5 km).
O mapa das estimativas de profundidade do embasamento magnético, obtido utilizando-se a
técnica da análise espectral, concorda qualitativamente com os dados obtidos a partir do mapa
geológico, bem como com as profundidades das fontes magnéticas encontradas utilizando a técnica da
Deconvolução de Euler. As bordas das principais estruturas têm boa concordância com aquelas do
mapa geológico e mapa magnéticos, principalmente aquelas localizadas a oeste. Este produto foi,
portanto, considerado com qualidade suficiente para a interpretação qualitativa onde a forma e
localização dos corpos são necessárias.
O procedimento de interpretação das estimativas de profundidade obtidas utilizando a técnica
da deconvolução de Euler incluiu a consideração tanto dos trends estruturais quanto das profundidades
dos corpos e, ainda, a comparação com as informações constantes no mapa geológico. A
deconvolução de Euler forneceu resultados muito bons no lineamento das estruturas, seja lateralmente
ou em profundidade. Com este método pode-se inferir que as feições mais importantes estão presentes
na direção preferencial NE-SW, onde os aglomerados de soluções se concentram fortemente e, ainda,
permitiu delinear estruturas onde o método da análise espectral não forneceu informações satisfatórias.
Este método claramente delineou as maiores estruturas da área, incluindo possíveis diques e falhas,
confirmando os lineamentos encontrados através das outras técnicas, porém não detectou todas as
estruturas existentes, o que pode ser devido à falta de contraste magnético entre os sedimentos que
circundam estas estruturas, ou pelo fato do sedimento que recobre estes materiais possuir padrão
magnético similar ao das estruturas em questão. Em síntese, os métodos utilizados para a estimativa
da profundidade do embasamento magnético, mostraram-se satisfatórios e com soluções convergentes
para um conjunto estrutural específico.
223
Embora a técnica de Deconvolução de Euler tenha se mostrado eficiente em fornecer a idéia
geral das profundidades das fontes magnéticas, não se pode pretender que ela forneça estimativas
precisas em todos os casos.
8.1.2. Contribuição dos Dados Topográficos e da Imagem
Landsat
O modelo digital de terreno foi usado para mapear estruturas superficiais nas áreas de
embasamento exposto, acrescentando informações aos dados geofísicos aerolevantados. Estes dados
basicamente ajudaram a confirmar a existência destas estruturas, especialmente aquelas indicadas nos
dados magnéticos e radiométricos, bem como a partir de seus produtos. A composição do modelo
digital de terreno sobre a imagem de satélite mostrou que a geomorfologia da área exibe forte
influência da drenagem e seus processos superficiais, em alguns casos mostrando padrões de
drenagem que se desenvolvem em vales. Estes dados foram comparados com os do mapa geológico
de modo a se adquirir maior confiança na sua existência.
8.1.3. Limitações dos Métodos de Interpretação
Existem algumas limitações no uso de dados radiométricos aerolevantados: nem todos os tipos
de regolitos são distinguíveis pela resposta dos raios gama; diferentes regolitos podem apresentar
respostas similares; variações na intensidade do sinal radiométrico, que reflete mudanças na
composição do solo, são dificilmente separadas da resposta do regolito; além do mais, feições de
pequena escala, particularmente aquelas localizadas entre as linhas de vôo, provavelmente não são
detectáveis devido à baixa resolução espacial do levantamento. Desta forma, os dados radiométricos
não devem ser usados isoladamente em pesquisas de avaliação e análise do solo, mas em conjunto
com outras informações disponíveis. Apesar destas limitações, os levantamentos
aerogamaespectrométricos fornecem informações geoquímicas de superfície, distribuição dos minerais
primários e secundários e sobre diferentes estilos de intemperismo e processos geomorfológicos.
224
Dois principais problemas podem introduzir incertezas no processo de interpretação dos dados
magnéticos. O primeiro baseia-se no fato de que muitas estruturas podem não possuir contraste
magnéticos suficiente com o material vizinho para serem detectadas pelo magnetômetro. Este efeito
faria com que estas estruturas se comportassem como se fossem invisíveis a este método, sendo
necessária a aplicação de outras técnicas geofísicas. A segundo causa seria a existência de
magnetização remanescente, o que tornaria a interpretação mais complexa.
As técnicas de realce e interpretação se deparam com o problema de que são processos em
geral subjetivos, em grande parte dependente da experiência do profissional que a está aplicando e
que, assim, pode fornecer diferentes resultados, dependendo do conjunto de parâmetros escolhidos.
Além disso, o delineamento das feições estruturais também dependerá do discernimento e experiência
do intérprete. Este é o caso da Análise Espectral, cujo processo de ajustar os segmentos de reta é
estritamente manual e, a posição da janela em relação à fonte afeta significativamente os resultados
obtidos.
No caso da técnica da Deconvolução de Euler, o principal problema está na aplicação do índice
Estrutural, uma vez que nem todas as feições podem ser representadas pelos valores convencionais
frequentemente usados. Blakely (1996) afirma que este valor pode não ser sempre uma constante com
relação à profundidade e posição da fonte. Ele ainda sugere que o método é estritamente válido
somente onde existe uma taxa de atenuação constante para a anomalia com relação à distância da
fonte. Em muitos casos, onde a área é muito grande, é recomendado dividir a mesma em partes
menores, de modo a minimizar este efeito.
8.2. Conclusões
1. Os dados radiométricos aerolevantados mostraram ser uma ferramenta efetiva para o
mapeamento da superfície geológica. Os dados mostraram diferentes compartimentos
sedimentares, descritos na seção 7.1.1. Estes dados, usados em conjunto com as
informações da rede de drenagem, ajudaram a compreender a deposição sedimentar,
baseados na composição da rocha fonte.
225
2. O uso dos dados magnéticos e seus produtos de realce – redução ao Pólo, derivadas
vertical e horizontal e amplitude do sinal analítico – ajudaram a aumentar o conhecimento
geológico das feições que por vezes não se encontram expostas. Ajudaram também a
definir algumas estruturas não mapeadas anteriormente, bem como a redefinir os limites
entre algumas unidades geológicas. Estes resultados podem contribuir para a redefinição
de detalhes estruturais da área de estudo;
3. Os dados magnéticos, em associação com a técnica da deconvolução de Euler,
permitiram definir os dois principais padrões distintos de feições magnéticas existentes na
área. A sudeste as feições se manifestam de forma homogênea e menos marcante,
evidenciada pela existência de uma única unidade geológica mapeada (ortognáisses –
Complexo Região dos Lagos), sendo a principal influência estrutural nesta área, pois as
demais feições geológicas são compostas por Unidades Quaternárias. A Noroeste da área
verifica-se a presença de maiores descontinuidades magnéticas, marcadas pela grande
variedade de litotipos existentes nesta região. Permitiram, também, observar a existência
de dois principais sistemas de tendências de lineamento magnético. O primeiro e mais
proeminente, difundido por toda a área estudada possui direção preferencial NE-SW. O
segundo sistema e menos marcante sistema de lineamento possui direção NW-SE;
4. A interpretação dos dados magnéticos utilizando a técnica da análise espectral forneceu
um meio razoável de delinear os limites de algumas feições na faixa de profundidade de
400 a 700 metros (abaixo do sensor do avião). Esta ferramenta forneceu alguns resultados
pobres devido à restrição da cobertura de dados;
5. A aplicação do método da deconvolução de Euler como técnica de interpretação dos
dados magnéticos apresentou resultados que foram considerados como de sucesso neste
estudo. A locação espacial das soluções não só ajudou a imagear as estruturas em
subsuperfície, mas também foi útil na confirmação e detecção das estruturas mapeadas
através das outras técnicas;
226
6. A interpretação combinada dos dados magnéticos e radiométricos mostrou ser uma
ferramenta eficiente no mapeamento geológico neste estudo. Os dados radiométricos
forneceram informações da camada mais superficial – superfície geológica e cobertura
sedimentar – enquanto que os dados magnéticos foram capazes de fornecer informações
de maiores profundidades – falhas, diques, intrusões ígneas etc;
7. A imagem LANDSAT drapejada sobre o modelo digital de terreno foi útil na compreensão
da superfície topográfica e dos lineamentos geológicos da área. O uso combinado destes
dados com as informações da rede de drenagen mostrou-se como uma ferramenta efetiva
no estudo da geomorfologia e tectônica regional;
8. As informações trazidas pelas ferramentas geofísicas utilizadas permitiram a elaboração
de um mapa que pode fornecer uma base para futuras avaliações da área. Uma vez que
novas informações sobre a geologia local estão disponíveis, cria-se a possibilidade de
refinamento de futuras interpretações através da identificação de novas feições litológicas,
não descritas no atual mapa geológico, porém mapeadas através das ferramentas
geofísicas.
8.3. Recomendações
1. Estudos para comprovar a existência das feições geológicas aqui indicadas, encontradas
com o uso da geofísica;
2. Integração dos dados radiométricos com dados geoquímicos e estruturais obtidos a partir
de poços existentes;
3. Aplicação de ferramentas geofísicas adicionais, estendendo para as áreas vizinhas;
4. Publicação dos resultados obtidos.
227
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