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! I 1,111 5 LEVANTAMENTO SíSMICO DE REFRAÇÃO I 211 partirdelançosdereflexãoemterra(verFig.4.8). Jessasrepresentações, ostemposdechegadadeondasrefratadaspodemapresentarpicose,após acorreçãoadequada,serusadosparaaconstruçãodosgráficostempox distância,queformamabasedainterpretaçãoderefração. A interpretaçãode levantamentosderefraçãode largaescalafrequen- tementeseinteressatantopelasfasesde chegadassecundárias,como reflexõesdegrandeânguloouchegadasdeondasS,quantopelasprimeiras chegadas.Para ajudar na identificaçãode fasescoerentesfracas,os sismogramasindividuaissãocompiladosemumaseçãoderegistroglobal sobreaqualasváriasfasessísmicaspodemsercorrelacionadassismograma asismograma.O tipoótimoderepresentaçãoé adquiridousando-seuma escaladetemporeduzido(reducedtimescale)emquequalquereventonum tempotedistânciadeafastamentox éplotadonotemporeduzidoT, onde T =t-X/VR eVR éo fatordeescalaconhecidocomovelocidadederedução(reduction velocity).Assim,por exemplo,umachegadasísmicaprovenientedacrosta terrestre,emprofundidade,comum tempodepercursototalde30spara um afastamentode150km,comumavelocidadedereduçãode6kmS-l , implicaum temporeduzidode5s. A plotagememtemporeduzidotemo efeitode,progressivamente,reduzir o tempodepercursocomofunçãodo afastamentoe,portanto,degirar 6 5 4 3 2 c V> 1 ~ o o ] -1 :J I~~IE -4~ -5 -6 t -7 ~ -8 ~ -9 l-10 ~. 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200 210 VR =6 kms-1 Distância \ Fig.5.20Partedeuma seçãoemtempodeum perfil derefraçãodelargaescala,plotadoemtemporeduzido usando-seumavelocidadede reduçãode 6kmçl.A seçãofoi obtida do perfil sísmicolitosféricoLISPB realizadoem1974atravésdaGrã-Bretanha.Fase01: chegadasdeondasfrontaisdeumrefratorcrustalrasocom umavelocidadedecercade6,3kmçl;fasesc e e:reflexõesdegrandeângulodasinterfacesnacrostainferior; fased: chegadasdeondasfrontaisdo mantosuperior (a fasePn dasismologiadeterremotos).(EÀ1:raídode Bamfordetal., 1978) 212 I GEOFÍSICA DE EXPLORAÇÃO as curvastempo x distânciaassociadasem direçãoà horizontal.Por exemplo,umacurvadetempox distânciacomumainclinaçãorecíproca de6kms-1 plotariaumalinhahorizontalnumgráficoT-xusando-sea velocidadedereduçãode6kmS-I. Pelaescolhaapropriadadavelocidade deredução,aschegadassísmicasdeum determinadorefratordeinteresse podemseragrupadasparaseajustaremtorno deum datumhorizontal, de formaqueo relevosobreo refratorsemostrarádiretamentecomo deslocamentosdaschegadasemrelaçãoaumalinhahorizontal.O usodo temporeduzidotambémtornapossívelaapresentaçãodesismogramas completoscomumaescaladetempoexpandidaapropriadaparaaanálise defasesdechegadassecundárias.Um exemplodeseçãoderegistrodeum experimentosísmicocrustal,emtemporeduzido,éilustradonaFig.5.20. 5.9 Outros métodosde levantamentode refração Emboraavastamaioriadelevantamentosderefraçãosejarealizadaao longodelinhasdeperfis,outrosarranjosespaciaisdetirosedetectores podemserusadoscom propósitosespecíficos.Taisarranjosincluemo arranjoemleque(fan-shootingsurvey)etiros edetectoresdistribuídos irregularmente,comono métododotempodeatraso. 51 AdiantamentoL: associadocom astrajetórias deraiosatravés do sal o arranjoemleque(Fig.5.21)éum métodoconvenienteparadelinear acuradamenteumazonadevelocidadeanômalaemsubsuperfície,cuja D, posiçãoetamanhoaproximadossejam previamenteconhecidos.Os detectores são distribuídos ao redor de um seg- mento de arco aproximadamentecen- tradoemum oumaispontosdetiro,eos temposdepercursodosraiosrefratados sãomedidosparacadadetector.Através deum meio homogêneo,ostemposde D8 percursoatéos detectoresseriamline- D9 armenterelacionadosao alcance,mas qualquertrajetóriaderaio queencontre umazonadevelocidadeanômalaestará sujeitaa um avanço (time lead)ou a Fig. 5.21 Arranjo em leque para a detecçãode zonas um retardo(timelag), dependendoda localizadasdevelocidadeanômala velocidadedessazonaemrelaçãoàvelo- cidadedo meio circundante.Zonasanômalascircunscritascapazesde serdetectadasedelineada~por arranjoemlequeincluemdomosdesal, paleovaleseminassoterradas. Umadistribuiçãoirregularemáreadetirosedetectores(Fig.5.22A)repre- sentaumaabordagemcompletamentegeneralizadadeum levantamento 5 LEVANTAMENTO SíSMICO DE REFRAÇÃO I 213 derefraçãoefacilitao mapeamentodageometriatridimensionaldeum refratorem subsuperfície,usando-seo métododo tempodeatrasode interpretação(Willmore &Bancroft,1960;Berry&West,1966).Mais queum aspectointrínsecodoprojetodelevantamento,umadistribuição emáreadepontosdetiro elocaisderegistropoderesultarsimplesmente deumaabordagemoportunísticado levantamentoderefração,emque fontesdeenergiasísmicaamplamentedisponíveis,comoexplosõesem pedreirasou outrasminerações,sãousadasparaseobterinformaçõesde subsuperfíciecombasenosregistrossísmicos. ométododo tempodeatrasoutiliza a formada equaçãodo tempode percursocontendotemposdeatraso(Eq.5.18)eestásujeitoàsmesmas hipótesesqueosoutrosmétodosdeinterpretaçãoqueusamessestempos. Contudo,no métodoaquitratado,adota-seumaabordagemestatística paratratararedundânciadedadosinerenteaométodoeparaseobtera melhor estimativadosparâmetrosde interpretação.Introduzindo um termodeerronaequaçãodotempodepercurso ondetij éo tempodepercursodasondasfrontaisdaposiçãoiparaa posiçãoj, Xij éo afastamentoentreaposiçãoieaposiçãoj, Dti eDtjsão ostemposdeatraso,v éavelocidadedorefrator(consideradaconstante) e [ij éum termodeerroassociadoàmedidadetij. Sehouvern posições,poderáhaveratén(n- 1)equaçõeslinearesdotipo acima,representandoasituaçãodeumtiro eumdetector emcadaposição, etodasasposiçõessuficientementeafastadasparaaobservaçãodasondas frontaisdo refratorem subsuperfície.Na prática,haveráum número menordeequaçõesqueesteporque,normalmente,somenteumaspoucas posiçõessãopontosdetiro, e aschegadasdasondasfrontaisnão são reconhecidasaolongodetodosostrajetostiro-detector(Fig.5.22B).Há (n+1)incógnitas,istoé,ostemposdeatrasoindividuaisnasnposições eavelocidadevdorefrator. Seo númerom deequaçõesobtidasigualaro númerodeincógnitas,as equaçõespodemserresolvidasparaseobterasquantidadesdesconhecidas, emborasejanecessárioquepelomenosumaposiçãodetiro ededetector sejacoincidenteou queo tempodeatrasosejaconhecidoemumaposição. Naverdade,naabordagemdotempodeatrasoparaum levantamentode refração,normalmenteseplanejaquem excedaemmuito(n+1),eque váriasposiçõesdetiro ededetectorsejamintercambiáveis.O conjuntode equaçõesresultanteéresolvidopelaobtençãodevaloresparaosatrasos individuaiseparaavelocidadedo refrator queminimizemasomados x 214 I GEOFÍSICA DE EXPLORAÇÃO Chegadasrefratadas s, Fig. 5.22(A) Um exemploderededetirose detectaresemqueostemposdepercursodechegadasrefratadas podemserusadosnumaanálisedetempodeatrasodageometriadorefratarsubjacente;(B) O gráficodetempo depercursocomofunçãodadistânciaidentificao conjuntodechegadasrefratadasquepodeserusadonaanálise quadradosdoserros[ij. Ostemposdeatrasopodementãoserconvertidos emprofundidadeslocaisdorefratorusando-seo mesmoprocedimento aplicadono métodomais-menosdescritoanteriormente. 5.10 Tomografia sísmica Emborao arranjoemlequeenvolvatirosedetectaresemsuperfície,o mé- todopodeservistocomoprecursorhistóricodeum grupoimportantede métodosdeexploraçãomodernosusando-setirosedetectareslocalizados empoços.Nessesmétodos,conhecidoscomotomografiasísmica(seismic tomography), aszonasemsubsuperfíciesãosistematicamenteinvestigadas pelatransmissãodeum númeromuitograndederaiossísmicosatravés delas.Um exemploéasísmica interpoços(cross-holeseismics)(verp.ex. Wongetal.,1987),naqualtirosgeradosemváriasprofundidadesdentro de um poço sãoregistradospor arranjosde detectaresem um poço adjacente,paraseestudarasvariaçõesnatransmissãodeondassísmicas atravésdaseçãogeológicainterposta.Um exemplosimpleséilustradona Fig. 5.23,ondeapenasum subconjuntolimitadodetrajetóriasderaiosé mostrado. O volumederocha(ou solo)sobinvestigaçãoémodeladodividindo-o emelementoscúbicos.As fontessísmicaseosreceptoressãoarranjados demodoqueosmúltiplosraiossísmicospassematravésdecadaelemento daquelevolume.Seaunidadegeológicasobinvestigaçãofor umacamada quasehorizontal,entãoasfontes,osreceptoreseoselementosdevolume situam-senum único plano horizontal, e a geometriaé diretamente comparávelàscondiçõesentreospoços.Um exemplodessageometriaéa investigaçãodecamadasdecarvãoantesdeimplementartécnicasdelavra empainéis.Aqui asfontesereceptoressãoarranjadosnostúneisdeacesso àscamadasdecarvão. 5 LEVANTAMENTO SíSMICO DE REFRAÇÃO I 215 o desenvolvimentodo método de investigaçãode estruturas3D de velocidadeéteoricamentedireto.Isso éfeitono imageamentomédico, como na tomografiacomputadorizada,ondeos raiosX sãodirigidos atravésdovolumeinvestigadomovendo-seafonteeo receptorlivremente ao redor de seuperímetro.No casogeológico,a dificuldadeestáem conseguiracessoparacolocarfontesereceptoresemlugaresdistribuídos uniformementeaoredordovolumeinvestigado.Múltiplospoçosverticais meramentepermitemaaquisiçãodealgumasseçõesverticais2D,como mostradonaFig. 5.23. Os temposde percursototaispara cadaraio sãoo dadobásicopara interpretação.A cada elementocúbico é atribuída uma velocidade inicial.Assumindo-seumatrajetórialinearderaio dafonteaoreceptor, pode ser calculadoo tempo gastopor cadaraio em cadaelemento. A velocidadeatribuída a cada elementoindividual pode, então,ser ajustada,de formaqueerrosentreos temposdepercursoobservados eoscalculadossejamminimizados.Uma abordagemmaissofisticadaé Superfície do terreno // / // / / / / / // // / / / / / / /////// / Fig. 5.23Esquemade observaçãoidealizadopara um levantamentotomográficode transmissãosísmica interpoços.Os pontoscorrespondemaosreceptoreseasestrelas,àsfontes.Paramaior clareza,somenteas trajetóriasderaiosdeumafonteparatodososreceptores(linhassólidas)edetodasasfontesparaumreceptor (linhastracejadas)sãomostradas.Tambémémostradaagraderegulardeelementosparaosquaissãoobtidosos valoresdevelocidade 216 I GEOFÍSICA DE EXPLORAÇÃO incluir na soluçãoo efeitoderefraçãodaondasísmica,quandodesua passagementreelementosdevolumedevelocidadesdiferentes.Talsolução temparâmetrosmaisvariáveiserequerum padrãodensodeintersecção detrajetóriasderaiosdentrodaseçãoirradiada.Note queo cálculoda trajetóriaderaioverdadeiraémuitodifícil.Elanãopodeserencontrada pelaaplicaçãodaLei deSnellaoslimites doselementos,umavezque esseslimitesnão têmrealidadefísica.Os métodoscomunsdesolução dasequaçõesresultantessãoa técnicadereconstruçãoalgébrica(algebraic reconstructiontechnique- ART) ea técnicadereconstruçãosimultânea (simultaneousreconstructiontechnique- SIRT). Osdetalhesdessastécnicas estãoalémdo escopodestelivro, massãobem descritospor Ivansson, 1986. O usodefontesde altafrequênciapermiteadeterminaçãoprecisado tempodepercursoeo consequenteimageamentoemaltaresoluçãodas estruturasdevelocidade.Isso énecessário,umavezqueumamudança emvelocidade,emqualquerelemento,temum efeitomuito pequeno sobreo tempodepercursototaldatrajetóriadoraio.Menoscomumente, outrosparâmetros,quenãoostemposdepercursodasondasP, podem seranalisados.Exemplosespecíficospodemserostemposdepercurso dasondasS eaatenuaçãodaondasísmica.A discussãoacimasomente considerouatomografiasísmica,emquea trajetóriadoraioéatrajetória detempodepercursomínimodafonteparao receptor.Comcomplicações adicionais,amesmaabordagembásicapodeserusadaparatrajetóriasde raiosmaiscomplexas.A tomografiadereflexãoenvolveaaplicaçãodos princípiostomográficosparaondassísmicasrefletidas.Conquantoisso sejaconsideravelmentemaiscomplexodoqueoprocessamentodereflexão sísmicaconvencional,emáreasdeestruturacomplexa,particularmente comgrandesvariaçõesdevelocidade,elapodeproduzirimagenssísmicas muitomelhores. As informaçõesobtidaspor tomografiasísmicapodemserusadaspara prognosticarvariaçõesespaciaisde,por exemplo,litologia,fluidosnos poros ou fraturamentoem rochas,e o métodoé, portanto,de valor potencialemumaamplagamadeaplicaçõesdeexploraçãoedeengenharia. Como ocorre.com muitos métodosgeofísicos,podem também ser aplicadasem váriasescalasespaciais,desdefeiçõescom centenasde metrosatéinspeçõesparaengenhariaouarqueologiadeumaúnicacoluna emum edifícioantigo(Cardarelli&Nardis,2001). 5.11 Aplicaçõesdos levantamentossísmicosde refração A exploraçãousandométodosderefraçãocobreumagamamuitoampla deaplicações.Os levantamentosderefraçãopodemfornecerestimativas 5 LEVANTAMENTO SíSMICO DE REFRAÇÃO \ 217 dasconstanteselásticasdos tipos de rochasem uma árealocalizada, o que tem importantesaplicaçõesna engenharia:o uso de fontese geofonesespeciaispermiteo registroemseparadodechegadasdasondas decisalhamentoeacombinaçãodasinformaçõesdevelocidadedeondas P eSpossibilitao cálculodarazãodePoisson(Seção3.3.1).Sehouveruma estimativadadensidadedisponível,osmódulosdeincompressibilidade (ou devolume) e derigideztambémpodem sercalculadoscom base nasvelocidadesdasondasP eS.Taisestimativasdasconstanteselásticas, baseadasnapropagaçãodasondassísmicas,denominam-sedinâmicas, emcontrastecomasestimativasestáticasderivadasdo testedecargade amostrasderochasemlaboratório.As estimativasdinâmicastendema produzirvaloresligeiramentemaisaltosqueostestesdecarga. 5.11.1 Levantamentos para engenharia e aplicações ambientais Em escalalocal,oslevantamentosderefraçãosãoamplamenteusados emestudosdefundaçãoparaseobterestimativasdeprofundidadedo embasamentoabaixodacoberturasuperficiaLO usodo métodomais- -menosou dométodorecíprocogeneralizado(Seção5.4)permitemapear emdetalhesasgeometriasirregularesdoembasamentoe,assim,reduzira necessidadedesondagensgeotécnicas,comseusaltoscustosassociados.A Fig. 5.24mostraum perfiltípicoatravessandosedimentosfluviais.Aqui, o programadeobservaçãoespecificouum espaçamentoentregeofonesde 2m eum espaçamentodetiro de30m. Os dadosforamregistradospor um sismógrafode48canais,comospontosdetiro detonadosnovamente apósos48geofonesseremmovidosaolongodoperfiLA fonteerauma marreta. A velocidadesísmicadasondasP éfunçãodasconstanteselásticaseda densidadedomateriaLÉ possívelobter-seumarelaçãoempíricaentrea velocidadesísmicaea 'dureza'darocha.Parao usoemengenharia,um parâmetroimportantedarochaésuaresistênciaàescavação.Sea rocha podeserremovidapor escavaçãomecânica,elaéditaescarificável,enão énecessárioo seudesmontecomexplosivos.Existemtabelasempíricas relacionandovelocidadesísmicade ondasP à escarificabilidadedas rochasparacadaescavadeiramecânicaespecífica.A Fig. 5.25mostra um exemplotípicodetaistabelas.O intervalodevelocidadesconsiderado como escarificávelvariaparadiferenteslitologias,baseadoemmédias empíricasdefatoresimportantes,como seusgrausdecimentaçãoea densidadedefraturas.Simpleslevantamentosreversosde refraçãode ondasP sãosuficientesparafornecer~nformaçõescríticasparaobrase operaçõesdelavra. Paralevantamentosdegeologiarasa,acoletadedadoseainterpretação devemsereficienteserápidasparatorná-Ioseconomicamentemaisviáveis 218 I GEOFÍSICA DE EXPLORAÇÃO ~ + + + 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 x (m) 15 . 45 30 25 20 50 65, I 60 1 551 Fig. 5.24Gráfico T-x de um perfil de refraçãosísmicaregistradosobresedimentosfluviais holocênicos sobrepostosa rochaspaleozoicas.A separaçãodosgeofoneserade2m easeparaçãodospontosdetiro de30m. Múltiplosdadosreversos,sobrepostos,permitemumainterpretaçãocontínuado topodo embasamento,como métodomais-menos queaalternativadeescavaçãodireta.A interpretaçãodedadosdeperfis derefraçãoé realizadademaneirasimplesusando-sepacotesdesoftwares comerciaisemcomputadorespessoais.Existeumagrandevariedadede bons softwaresparaplotagem,identificaçãoautomáticade eventose Velocidade (ms-') O 500 1.000 1.500 2.000 2.500 3.000 3.500 4.0004.500 5.000 Solo superior •~I I Argila I Matacões FolhelhoArenitoGnaisse I Calcário -I Granito BrechaCalicheConglomerado Ardósia c:::=:J Não escarificável \ c:::=:J Zona marginal_ Escarificável usando-se trator D-9 Fig. 5.25TabelamostrandoavariaçãodeescarificabilidadecomavelocidadedasondasP paraumintervalodelitologias 5 LEVANTAMENTO SíSMICO DE REFRAÇÃO I 219 interpretaçãodessesdados.Em algumassituações,aopçãodeescavação emvezdo levantamentogeofísiconão évantajosa.Os levantamentos sísmicospodem serusadospara definir a extensãoe a profundidade de aterrosnão cadastradosou de estruturasna reutilizaçãode áreas contaminadas.É comumquelevantamentossísmicosederesistividade sejamusadosjuntosnatentativade'caracterizar'anaturezadosmateriais dessesaterros.Há umacrescentedemandadessetipo deinvestigaçãoem muitaspartesdomundo. 5.11.2 Levantamentos hidrológicos A grandediferençadevelocidadeentresedimentossecosesaturadostorna o nível freáticoum excelenterefrator.Além disso,os levantamentos de refraçãotêm uma ampla aplicaçãoem programasde exploração para suprimento de águasubterrâneaem sequênciassedimentares, frequentementeempregadosemassociaçãocommétodoseleresistividade elétrica(ver Capo8). Pode haver,entretanto,uma ambiguidadena interpretaçãodedadosderefraçãodeondasP, umavezqueumacamada emprofundidadecom umavelocidadeacimade 1.500m S-l poderia serou o topodo freáticoou umacamadaderochamaisconsolidada.O registrodedadosdeambasasondasP eSsolucionao problema,pois o freáticoafetaráavelocidadedasondasP,masnãoadasondasS (Fig.5.26). • Onda S o Onda P s/P - Comparação de ondas S/P•••••••••••••• ....". =cPOo •••••••••• ~~ .•......•.. ••••••••-..• 220 200 .§. 180160 <tl ~ 140 g> 120 -5 100 ~ 80 'ã) 60 E .;:: 40 CL 20 O 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150160170 Afastamento (m) Fig.5.26GráficoT -x deumperfilsísmicoderefraçãocomumnívelfreáticocomorefratar.A unidadelitológica é o Arenito Sherwood,apresentandovelocidadesdeondasP de800e2.000mçl paraa rochanãosaturada esaturada,respectivamente(linha inferior). O gráficorespectivoparaondasS (linhasuperior)nãomostra nenhumefeitonessainterface 5.11.3 Sismologia crustal O métododerefraçãoproduz rnodefosgeraisdeestruturasemsubsu- perfíciecomboainformaçãodevelocidade,maséincapazdefornecera quantidadededetalhesestruturaisoudeimageamentodiretodeestruturas específicasquesãoamarcaregistradadasismologiadereflexão.A eventual necessidadedemelhoresinformaçõesdevelocidadedo queasquepodem 220 I GEOFÍSICA DE EXPLORAÇÃO serobtidasapenascom o uso dasanálisesdevelocidadede dadosde reflexão(verCapo4), alémdarelativasimplicidadedesseslevantamentos sísmicosmarinhos,dãoao métodode refraçãoum importantepapel auxiliarnoslevantamentosdereflexãoparaexploraçãodehidrocarbonetos emalgumasáreasmarinhas. Levantamentosderefraçãoe devastaângulotêmvastaaplicaçãoem investigaçõesregionaisda constituiçãointerna e espessurada crosta terrestre.As informaçõesderivadasdessesestudossãocomplementares aoimageamentosísmicodiretodaestruturacrustal,obtidoapartir de levantamentosdereflexãodegrandeescaladotipodiscutidonaSeção4.16. A interpretaçãodelevantamentosderefraçãodegrandeescalaedegrande ânguloérealizadanormalmentepor modelagemdiretadostemposde percursoeamplitudesdefasesrefratadase/ourefletidas,como usode técnicasdetraçadoderaios. Os levantamentosdegrandeescalacomo usodeexplosivoscomofontes sísmicassãorealizadosparaestudaraestruturacrustalnamaiorpartedas áreascontinentais.Um exemploéoexperimentoLISPB, quefoi realizado na Grã-Bretanhaem 1974,eproduziu aseçãocrustalparao norte da Grã-BretanhareproduzidanaFig. 5.27. Essesexperimentosmostram que a crosta continentalpossui uma espessuratípica de30a 40km eque,muitasvezes,apresenta-seinter- namenteestratificada.É caracterizadapor grandesvariaçõesregionais em espessurae constituição,que são, com frequência,relacionadas diretamentea mudançasna geologiade superfície.Assim, diferentes provínciasorogênicassãocomumentecaracterizadaspor seçõescrustais bastantediferentesentresi.Em geral,asvelocidadesdacrostasuperior 5N o GGF HBF SUF Terras Altas NW I Cadeia Grampian Vale I Terras Altas Norte da Inglaterra t 1 Midland + do Sul··6,O~6:2.:=-=:.·.'.'.'.'.'.'.'.~.~'~ 6,~O_6,45,,·~:~:~~__::~:~:5,8-6,O: .. ~:_~~- km o 200 km I ! I Fig. 5.27 Seçãotransversalcrustaldo norteda Grã-Bretanhabaseadaeminterpretaçãode um experimento sísmicoderefraçãodegrandeescala,OsnúmerossereferemavelocidadesemkmS-I. (BaseadoemBamfordet aI.,1978).Comparea escaladedistânciacomasFigs.5.24e 5.26 5 LEVANTAMENTO SíSMICO DE REFRAÇÃO I 221 situam-seno intervalode5,8a6,3kmS-I, e,por analogiacomasmedidas develocidadede amostrasemlaboratório (verSeção3.4),podemser interpretadascomorochasgraníticasou granodioríticas.Asvelocidades da crostainferior geralmenteestãono intervalode 6,5a 7,0kmS-l e podemrepresentarqualquertipodentreumavariedadederochasígnease metamórficas,incluindogabros,anortositosgabroidesegranulitosbásicos. O últimotipoéomaisprovávelconstituintemajoritáriodacrostainferior, combaseemestudosexperimentaisdevelocidadessísmicas(Christensen &Fountain,1975). 5.11.4Levantamento sísmico com dois navios: levantamento combinado de refração e reflexão Levantamentosmarinhos- geralmenteexperimentoscom um único navio- mostraramqueasbaciasoceânicastêmuma crostadeapenas 6 a 8km de espessura,compostapor três camadasprincipais com diferentesvelocidadessísmicas.Essaespessuraedistribuiçãodecamadas semantêmporvastasáreassobtodososgrandesoceanos.Osresultadosde perfuraçõesemmarprofundo,juntocomoreconhecimentodecomplexos ofidíticosaflorantescomoanálogosdalitosferaoceânica,possibilitaram aidentificaçãodanaturezadascamadassísmicasindividuais(Fig.5.28). Métodos especializadosde levantamentosmarinhos envolvendodois naviosdeaquisiçãoeregistromulticanalincluemperfis de lançovariável (expanding spread profiles - ESP) e perfis de afastamento constante (constantoffsetprofiles- COP) (Stoffa&Buhl,1979).Essesmétodosforam desenvolvidosparao estudodetalhadodaestruturaprofundadacrosta edomantosuperiorsobasmargenscontinentaiseasáreasoceânicas. 0Camada 10(L1) 2,0 2,0Sedimento O (L 2A) 3,5 Basaltofraturado Camada 2 (L 2B) 5,2 Basaltomaciçocomdiques 5,0 Ê 2 (L 2C)6,1Diquescombasaltomaciço~ Q)""O Metagabrose gabrosrtl ""O (L3A) 6,8combolsõesde plagiogranitoe ""O 4 Camada 3 protrusõesde serpentinitoc ::J 6,7'+- ea.. Gabrose metagabroscom6 (L 3B) 7,3protrusõesde serpentinitoe cumuladosde ultramáficas 8,1 Manto anômalo(próximoao eixoda cordilheira) 8 Ultramáficasserpentinizadas Manto Harzburgitose Iherzolitos Fig.5.28Estruturadevelocidades(kmS-l) dalitosferaoceânicatípica,deacordocomadistribuiçãodecamadas propostaem1965(A) e 1978(B) esuasinterpretaçõesgeológicas.(EÀ1:raídodeKearey&Vine, 1990) 222 I GEOFÍSICA DE EXPLORAÇÃO A perfilagemdelançovariávelvisaà obtençãodeinformaçõesdetalhadas em regiõeslocalizadasda crostaterrestre.O navio de tiro e o navio de registrose deslocamà mesmavelocidade,em sentidosopostos,a partirdeumaposiçãocentral,registrandochegadasrefletidaserefratadas deinterfacesemsubsuperficieparagrandesafastamentos.Assim,além dasreflexõesdeincidênciapróximaànormal,taiscomoasqueseriam registradasnumlevantamentodereflexãoconvencionaldepontomédio comum(CMP), tambémsãoregistradaschegadasdereflexãodegrande ânguloechegadasrefratadasapartirdamesmaseçãocrustal.Osdadosde reflexãoerefraçãocombinadospermitemageraçãodeumaestruturade velocidade-profundidadealtamentedetalhadaparaaregiãoestudada. Perfisdelançovariáveltambémsãorealizadosemterraparainvestigara estruturacrustaldeáreascontinentais(verp.ex.Wright etaI.,1990). Na perfilagemdeafastamentoconstante,osnaviosdetiro ederegistro sedeslocamaolongodeumalinhadeperfil,separadospor umagrande distânciafixa.Dessemodo,asreflexõesdegrandeânguloeasrefraçõessão continuamenteregistradasaolongodalinha.Essatécnicadelevantamento permiteo mapeamentodemudançaslateraisdacrostaemgrandesárease o mapeamentocontínuodostiposdeinterfacerefratoraquenãogeram boasreflexõesde incidênciapróximadanormal, asquaisnãopodem, portanto,sermapeadasadequadamenteusando-seperfilagemdereflexão convencional.Taisinterfacesincluemzonasdegradientesdevelocidade abruptos,emcontrastecomasdescontinuidadesdevelocidadedeprimeira ordem,queconstituemosmelhoresrefletores. Problemas 1. Um perfil de refração lateral projetado para determinara profundidadede um refrator horizontal revela uma velocidadeda camada superior de 3,0kmS-I e uma velocidadedo refrator de 5,0kmS-I. Sabendoque a distânciacrítica é de 500m, qual é a profundidadedo refrator? 2. Qual éo atrasoparaas chegadasde ondas frontaisprovenientesda camada3 no seguintecaso? Camada 1 2 3 Profundidade (m) 100 50 Velocidade (kmçI) 1,5 2,5 4,0 5 LEVANTAMENTO SíSMICO DE REFRAÇÃO I 223 3. Paraque ambosos modelosde camadashorizontaisfornecidosabaixoproduzam as mesmascurvasdetempo x distânciaparaas chegadasde ondasfrontais,qual devesera espessurada camadaintermediáriado Modelo 2? Modelo 1 Camada 1 Camada 2 Modelo 2 Camada 1 Camada 2 Camada 3 Velocidade (kms-1) 3,0 5,0 3,0 1,5 5,0 Profundidade (m) 1,0 0,5 4. Um levantamentode refração lateral (Seção 5.3) realizado para localizar um refratarplano-inclinadoapontaumavelocidadedacamadasuperiorde2,2 kmS-1 e umavelocidadeaparentedo refratarinclinadode 4,0kmçl Quando os pontos de tiro e os geofonessão movidos 150m à frente, no sentido do mergulho do refratar, os tempos de chegada das ondas frontais, em qualquer distância de afastamento,são acrescidosde 5 ms. Calcule o mergulhoe a velocidadereal do refratar.Se o tempo de intercepçãoda curva de tempo x distância dos raios refratadosno ponto de tiro original for 20 ms, qual é a profundidadeverticaldo refratornesselocal? 5. Um perfil de refração simétrico (Seção 5.3) com um ponto de tiro central é executado para localizar um refratar plano-inclinado subjacente.As curvas de tempo x distância resultantesrevelam uma velocidadeda camadasuperior de 2,0kmS-1e velocidadesaparentesde 3,5kmçl no sentido do mergulho,e de 4,5 kmS-l no sentido inverso.O tempo de intercepçãocomumé 85 ms. Calcule a velocidadereal e o mergulhodo refratore sua profundidadeverticalabaixo do ponto de tiro. 6. O seguinteconjuntode dados foi obtido a partirde uma linhasísmicade refração reversa de 275m de comprimento. O levantamentofoi realizado numa área plana de cobertura aluvial para determinaras profundidadesda superfície de embasamento. Afastamento (m) Tempo de percurso (ms) 12,5 25 37,5 50 Direção direta 6,0 ! 12,5 19,0 25,0 Direção reversa 6,0 12,5 17,0 19,5 224 I GEOFÍSICA DE EXPLORAÇÃO Afastamento (m) Tempo de percurso (ms) 75 100 125 150 175 200 225 250 275 Direção direta 37,0 42,5 48,5 53,0 57,0 61,5 66,0 71,0 76,5 Direção reversa 25,0 30,5 37,5 45,5 52,0 59,0 65,5 71,0 76,5 Realizeuma interpretaçãomais-menosdos dados e comentebrevementeo perfil do embasamentoresultante. 7. Que estruturade subsuperfícieé responsávelpelascurvasde tempo x distância mostradasna Fig.5.297 60 g ~ 40 :; veuc.QI -oo 20 c. E {!!. o o 50100150200 Distância (m) Fig.5.29Curvasdetempox distânciaobtidasnasdireçõesdiretaereversa,aolongodeum perfilderefraçãoatravésdeumaestruturaemsubsuperfíciedesconhecida Leituras Adicionais Cardarelli,E. & deNardis,R. (2001)Seismicrefraction,isotropicandanisotropic seismictomographyonanancÍentmonument(AntoninoandFaustinatempIe ADl41). Geophys.Prosp.,49,228-41. Cerveny,V. & Ravindra,R. (1971)TheoryofSeismieHeadWaves.Universityof TorontoPress,Toronto. I Dobrin, M.B. & Savit,C.H. (1988)IntroductiontoGeophysicalProspecting(4th edn.).McGraw-Hill, NewYork. Giese,P.,Prodehl,C. & Stein,A. (eds.)(1976)ExplosionSeismologyin Central Europe.Springer-Verlag,Berlin. 5 LEVANTAMENTO SíSMICO DE REFRAÇÃO I 225 Ivansson,S. (1986)Seismicboreholetomography- Theoryandcomputational methods.Proc.IEEE, 74, 328-38. Palmer,D. (1980) I71e GeneraIizedReciprocalMethod of SeismicRefraction Interpretation.SocietyofExplorationGeophysicists,Tulsa. Palmer,D. (1986)Handbook0fGeophysicalExpIoration:Seetion1,SeismicExpIora- tion.Vol.13:RefractionSeismics.Enpro SciencePublications,Amsterdam. Sjagren,B. (1984)ShallowRefraetionSeismics.Chapman& Hall, London. Stoffa,P.L.& Buhl,P. (1979)Two-shipmultichannelseismicexperimentsfor deep crustalstudies:expandedspreadandconstantoffsetprofiles.f. Geophys.Res., 84, 7645-60. Willmore, P.L.& Bancroft,A.M. (1960)The time-termapproachto refraction seismology.Geophys.].R. Astr.Soc.,3,419-32. · / . LevantamentogravlmetrlcO 6.1 Introdução Noslevantamentosgravimétricos,ageologiadesubsuperfícieéinvestigada combasenasvariaçõesdo campogravitacionaldaTerracausadaspor diferençasde densidadedas rochas em subsuperfície.Um conceito subjacenteéaideiadeum corpocausador(causativebody)- oufonte- , queéumaunidadederochadedensidadediferentedacircundante.Uma fonteou corpocausadorrepresentaumazonadesubsuperfíciedemassa anômalaquecausaumaperturbaçãolocalizadano campogravitacional conhecidacomogravidadeanômala.Uma amplavariedadedesituações geológicasgerazonasde massaanômalaqueproduzemsignificativas anomaliasdegravidade.Em pequenaescala,um relevonumasuperfície deembasamento,comoumvaleemprofundidade,podegeraranomalias mensuráveis.Numa escalamaior, pequenasanomaliasnegativassão associadasadomosdesal,comodiscutidono Capo1.Numaescalaainda maior,grandesanomaliasdegravidadesãogeradaspor plútonsgraníticos ou por baciassedimentares.A interpretaçãodeanomaliasdegravidade permiteumaavaliaçãodaprovávelprofundidadeeformadafonte. A possibilidadede se realizarlevantamentosgravimétricosem áreas marinhasou, emmenor extensão,no ar,estendeo escopodo método demodoqueatécnicapossaserempregadanamaiorpartedasáreasdo mundo. 6.2 Teoriabásica A basedo métododelevantamentogravimétricoéaLei deGravitação deNewton,queafirmaqueaforçadeatraçãoF entreduasmassas,mle m2,cujasdimensõessãopequenascomrespeitoàdistânciar entreelas,é obtidapor EQ.6.1 ondeG éaConstanteGravitacional(6,67 x 10-11m3kg-1 S-2). 228 I GEOFÍSICA DE EXPLORAÇÃO Considerea atraçãogravitacionalde uma Terra esférica,estática,ho- mogênea,demassaM eraio R, sobreumamassapequenamsobresua superfície.É relativamentesimplesmostrarqueamassadeumaesferaage comoseestivesseconcentradano centrodaesferae,por substituiçãona Eq.6.1 GM F = R2 m =mg EQ.6.2 A forçaserelacionacomamassapor meiodeumaaceleração,eo termo g=GM/R2éconhecidocomoaceleraçãogravitacionalou,simplesmente, gravidade(gravity).O pesodamassaédadopor mg. EmtalTerra,agravidadeseriaconstante.Entretanto,aformaelipsoidalda Terra,suarotação,o relevoirregulardasuperfícieeadistribuiçãointerna dasmassasfazemcomqueagravidadevarieemsuasuperfície. O campo gravitacionalé definido de modo mais útil em termosdo potencialgravitacional(gravitationalpotential)U: U=GM T EQ.6.3 Enquantoaaceleraçãogravitacional9 éumagrandezavetorial,possuindo umamagnitudeeumadireçãoesentido(verticalmenteparabaixo),o potencialgravitacionalU éumagrandezaescalar,possuindoapenasmag- nitude.A primeiraderivadadeU emqualquerdireçãodáo componente dagravidadenaqueladireção.Consequentemente,aabordagemdeum campopotencialforneceumaflexibilidadedecálculo.Pode-sedefinir superfíciesequipotenciaissobreas quaisU é constante.A superfície do nível do mar, ou geoide(geoid),é a superfícieequipotencialmais facilmentereconhecível,aqualéhorizontalemqualquerlugar,ou seja, formaângulosretoscomadireçãodagravidade. 6.3 Unidadesde gravidade O valormédiodagravidadenasuperfíciedaTerraédecercade9,8mS-2. As variaçõesda gravidadecausadaspor variaçõesde densidadena subsuperfíciesãodaordemde100J.lmS-2.Essaunidadedemicrâmetro por segundopor segundoé conhecidacomo a unidadegravimétrica (gravityunit) - gu. Nos levantamentosgravimétricosem terra, uma precisãode±O,1guéfacilme~teconseguida,correspondendoacercade cemmilionésimosdo campogravitacionalnormal.No mar,aprecisão conseguidaéconsideravelmentemenor,cercade±10gu.A unidadec.g.S de gravidadeé o miligal (milligal) (l mgal= 10-3 gal=10-3 cms-2), equivalentea 10gu. 6 LEVANTAMENTO GRAVIMÉTRICO I 229 6.4 Medição da gravidade Uma vez que a gravidadeé uma aceleração,sua medição deveria simplesmenteenvolverasdeterminaçõesdedistânciaetempo.Entretanto, taismediçõesaparentementesimplesnãosãofacilmenteexecutáveiscom aprecisãoeaacuráciarequeridasemlevantamentosgravimétricos. A mediçãodeumvalorabsolutodegravidadeédifícilerequerum aparato complexoeumlongoperíododeobservação.Talmediçãoéclassicamente executadausando-segrandespêndulosou técnicasdequedasdecorpos (verp.ex.Nettleton,1976;\Vhitcomb,1987),asquaispodemserfeitascom umaprecisãode0,01gu.Os instrumentosparaamediçãodagravidade absolutano campoeramoriginalmentevolumosos,carose deleitura lenta(verp.ex.Sakuma,1986).Uma novageraçãodeinstrumentosde leituraabsoluta(BrownetaI.,1999)estáatualmenteemdesenvolvimento, osquaisnãoapresentamessasdesvantagensepodemvir aserdeusomais generalizadodentrodealgunsanos. As mediçõesdevaloresrelativosdegravidade,ou seja,asdiferençasde gravidadeentrelocais,sãomaissimpleseconstituemo procedimento padrãonos levantamentosgravimétricos.Os valoresde gravidadeab- solutosdasestaçõesdemediçãopodemserobtidospor meio daRede InternacionaldePadronizaçãoda Gravidade(InternationalGravityStan- dardisationNetwork- IGSN) de1971(Morelli etaI.,1971),umaredede estaçõesondeosvaloresabsolutosdegravidadeforamdeterminadoscom referênciaaoslocaisdemedidasdegravidadeabsolutas(verSeção6.7). O valorabsolutodegravidadedeumlocalqualquerpodeserdeterminado usando-seum instrumentodeleiturarelativaparadeterminaradiferença emgravidadeentreumaestaçãoIGSN eaquelelocal. m(g +8g) Fig. 6.1Princípiodeopera- çãodegravímetroestável i 5 +85 j mg r 5 j As geraçõespréviasdeinstrumentosdeleiturarelativaforambaseadas em pequenospêndulosou na oscilaçãode fibras de torção e, emboraportáteis,levavamum tempoconsiderávelparafornecer umaleitura.Modernosinstrumentoscapazesderápidasmedições gravimétricassãoconhecidoscomogravímetros(gravitymetas ougravimeters). Os gravímetrossãobasicamentebalançasdemola carregando umamassaconstante.Variaçõesno pesodamassacausadaspelas variaçõesnagravidadefazemvariaro comprimentodamolaedão umamedidadamudançadagravidade.Na Fig.6.1,umamolade comprimentoinicials foi estiradapor umaquantidade5s,como resultadodeum aumentodagravidade59 aumentandoo peso damassam suspensa.A extensãodamolaéproporcionalà força 230 I GEOFÍSICA DE EXPLORAÇÃO extensora(LeideHooke),assim m5g=k5s e EQ.6.4 ondek éaconstanteelásticadamola. 5s deveser medida com uma precisãode 1:108em instrumentos apropriadosparalevantamentosde gravidadeemterra.Emborauma grandemassae uma mola fracaaumentema razãom/k e, assim,a sensibilidadedo instrumento,napráticaissodeixariao sistemasujeitoao colapso.Consequentemente,necessita-se,naprática,dealgumaforma deamplificaçãoóptica,mecânicaou eletrônicadaextensão. A necessidadedamola deserviraduasfunções,quaissejam,sustentar a massae agir como dispositivode medida,restringiu em muito a sensibilidadedosprimeirosgravímetros,conhecidoscomogravímetros estáveisou estáticos.Esseproblemafoi solucionadonos instrumentos modernos(instáveisou astáticos),queempregamumaforçaadicional que ageda mesmaforma que a extensão(ou contração)da mola e, consequentemente,amplificadiretamenteseumovimento. ,,,,, -':::::.:::::- e~'-"''''-- 0/' Dob"d;ç' --~~-~~>~y m(g +8g) Um exemplode um instrumentoinstávelé o gravímetroLaCoste e Romberg. O medidor consistedeuma hastearticuladaemrelaçãoà vertical,com uma massasuportadapor uma molapresaimediatamenteacimadaarticulação (Fig. 6.2).A magnitudedo momentoexercido pela mola sobrea hastedependeda extensão damola edo senodo ângulo8. Seagravidade aumenta,ahasteéabaixadaeamola,estendida. Embora a força de restauraçãoda mola seja aumentada,o ângulo8diminui para8'.Pelo desenhoapropriadodageometriadamolaeda haste,a magnitudedo aumentodo momento de restauraçãocom o aumentoda gravidade pode sertão pequenaquantose deseje.Com molasGomuns,afaixadefuncionamentodetal Fig. 6.2 Princípiodo gravímetroLaCostee instrumentoseriamuito pequena.Entretanto, Romberg seusarmosuma mola de 'comprimentozero', queépré-tensionadadurantesuamanufatura,demodo queaforçade 6 LEVANTAMENTO GRAVIMÉTRICO I 231 restauraçãosejaproporcionalao comprimentofísicodamola maisdo que à suaextensão,os instrumentospodem ser confeccionadoscom uma respostamuito sensívelparaum amplo intervalodemedidas.O instrumentoélido devolvendo-seahasteàhorizontalpelaalteraçãoda posiçãoverticaldamolaanexadapor meiodeumparafusomicrométrico. Osefeitostérmicossãoremovidospor umsistematermostáticomovidoa bateria.O alcancedo instrumentoéde50.000gu. Outro instrumentoinstáveldeusocomuméo gravímetrotipo Worden. A instabilidadenecessáriaéfornecidapor um arranjomecânicosimilar, mas,nessecaso,ahasteésustentadapor duasmolas.A primeirahaste agecomo dispositivomedidor,enquantoa segundaalterao nível do intervalodeleiturade2.000gudo instrumento.Em certostiposespeciais desseinstrumento,asegundamolaétambémcalibrada,deformaqueo intervalodeleituratotalésemelhanteàqueledo gravímetroLaCostee Romberg.Os efeitostérmicossãonormalmenteminimizadospelouso decomponentesdequartzoedeumahastebimetálicaquecompensa automaticamenteasmudançasdetemperatura.Consequentemente,não requernenhumtermostato,eésimplesmentenecessárioacondicionaro instrumentonumagarrafadevácuo.O intervalorestritodostiposcomuns do instrumento,entretanto,o torna pouco apropriadopara amarrar medidasdegravidadeintercontinentaisouparalevantamentosemáreas ondeavariaçãodagravidadesejae>...1:rema. Os gravímetrosparausogeralemlevantamentossãocapazesderegistrar mudançasna gravidadecom uma precisãode 0,1gu, masuma nova geraçãodemolasdecomprimentozeromaiseficientesjá foi desenvolvida. Encontram-sedisponíveis,atualmente,instrumentoscontroladospor microprocessadoresquesão,dentrodelimites,autonivelados,osquais permitemqueasobservaçõessejamfeitasrapidamente.Tambémdisponí- veisparalevantamentosmaisespecializadossãoosgravímetroscapazes de detectarmudançasna gravidadetão pequenasquanto 1 microgal (10-8m S-2). Uma falhadosgravímetroséo fenômenodederiva(drift).Eleserefere aumagradualmudançanaleituracomo tempo,observávelquandoo instrumentoédeixadonumaposiçãofixa.A derivaresultadaelasticidade imperfeitadasmolas,quesofremumapequenadeformaçãoanelástica como tempo.Podetambémresultardevariaçõesdetemperaturaque,a menosqueneutralizadasdealgumaforma,causamexpansãooucontração do sistemademedição,gerando,assim,variaçõesnasmedidasquenão sãorelacionadasàgravidade.A derivaémonitoradapor repetidasleituras domedidornumaposiçãofixaaolongododia. 232 I GEOFÍSICA DE EXPLORAÇÃO A gravidadepodesermedidaemlocaisdiscretosno marusando-seum gravímetrodeterrapor controleremotoacondicionadoemum recipiente àprovad'água,oqualébai.xadopeloladodonavioe,poroperaçãoremota, niveladoelido no fundo do mar.Mediçõesdequalidadecomparávelà dasleiturasemterrapodemserobtidasdessemodo, eo métodotem sidousadocomsucessoemáguasrelativamenterasas.A desvantagemdo métodoéqueo medidortemqueserbaixadoatéo leito domar acada leitura,deformaqueataxadelevantamentoémuitobaixa.Além disso, emfortescorrentesdemaré,onavioprecisaserancoradoparamantê-Io naestaçãoenquantoo gravímetroestáno leitodomar. Asmediçõesdagravidadepodemserfeitascontinuamentenomarusando- -seumgravímetromodificadoparausoemnavios.Taisinstrumentossão conhecidoscomomedidoresembarcados(shipborneoushipboardmeters). A precisãodasmedidascomo medidorembarcadoéconsideravelmente reduzida se comparadaàs medidasem terra,por causadasseveras aceleraçõesverticaise horizontais impostasao medidor por ondase pelo movimentodo navio. Essasaceleraçõesexternaspodem causar variaçõesna gravidademedidade até 106gu e representamruído de altaamplitudea partir dos quaisum sinal devariaçõesde gravidade muito menoresdeveserextraído.Os efeitosdasaceleraçõeshorizontais produzidaspor ondas,guinadasdo navioemudançasemsuavelocidade edireçãopodemsergrandementeeliminadospelamontagemdoaparelho numa plataformahorizontalgiro-estabilizada,de forma quesomente respondaa aceleraçõesverticais.Desviosdahorizontaldaplataforma produzemerrosdefalta denivelamento(off-Ievellingerrors),que são normalmentemenoresque10gu.Aceleraçõesverticaisexternasresultantes demovimentosdeondasnãopodemserdistinguidasdagravidade,mas seuefeitopodeserdiminuído peloforteamortecimentodo sistemade suspensãoepelamédiadasleiturasnum intervaloconsideravelmente maislongo queo períodomáximodosmovimentosdasondas(cerca de 8 s). Com a oscilaçãoverticaldo navio acimae abaixodo plano da superfíciemédiado mar,as aceleraçõesdasondassãoigualmente negativasepositivas,esãoeficazmenteremovidaspelamédiadasmedidas sobreum intervalodeunspoucosminutosdeaquisição.A operaçãoé essencialmenteumafiltragempassa-baixa,naqualasaceleraçõescom períodosdemenosque1-5min sãorejeitadas. Commedidoresembarcadosqueempregamumsensor dehastesuportada, comoo LaCosteeRomberg,surgeumacomplicaçãoadicionalcausada pelainfluênciadasaceleraçõeshorizontais.A hastedo medidor oscila sob a influência da variaçãodasaceleraçõesverticaiscausadaspelos movimentosdonavio.Quandoahasteseinclinaemrelaçãoàhorizontal, elaé deslocadapelaforçade rotaçãoassociadaa qualqueraceleração 6 LEVANTAMENTO GRAVIMÉTRICO I 233 horizontal.Paracertasrelaçõesdefaseentreascomponentesverticale horizontaldemovimentodo navio,asaceleraçõeshorizontaispodem causardeslocamentosdahaste,quenãoseestabilizaemtorno damédia comotempo.Considereumexemplonoqualaposiçãodeummedidorno espaçodescreveummovimentocircularsobainfluênciadasondasdomar (Fig.6.3).No tempotI,o navioestásemovendoparabaixo,deslocando ahasteparacima,ea componentehorizontaldo movimentoéparaa direita,induzindoum torqueanti-horárioquediminui o deslocamento dahasteparacima.Apósum intervalodetempomuitocurto,no tempo t3,o navioestásemovendoparacima,deslocandoahasteparabaixo,e o movimentohorizontaléparaa esquerda,novamenteinduzindo um torqueanti-horárioque,agora,aumentao deslocamentodahastepara baixo.Nessecaso,oefeitoglobaldasaceleraçõeshorizontaiséproduzirum errosistemáticonaposiçãodahaste.Esseefeitoéconhecidocomoerrode acoplamentocruzado(cross-couplingerror)novalordegravidademedido. Em geral,o errodeacoplamentocruzadoépequenoou insignificanteem boascondiçõesdetempo,maspodesetornarmuitograndeemmaresaltos. Esseserrossãocorrigidosdiretamentedassaídasdedoisacelerômetros horizontaismontadosnumaplataformaestável. A incapacidadedecompensarcomple- tamenteasaceleraçõesexternasreduza precisãodessasmedidasaIO guno me- lhordoscasos,seuvalorrealdependendo dascondiçõesdomar.O monitoramento i __ •~t3 instrumentaldaderivaétambémmenos .~ preciso,poisasamarraçõesdebasetêm, por necessidade,um intervalodemuitos diasentresi. oacoplamentocruzadoéumadasmai- oresfontesdeerroemmedidasdegra- Fig. 6.3Acoplamentocruzadonum gravímetroembar- cado vidadeno marfeitascominstrumentos queusamumamassasuportadapor umahasteeeleresultadanatureza direcionaldo sistema.Nenhum acoplamentocruzadoocorreriase o sensorfossesimétricoemrelaçãoaum eixovertical,edesdeo final da décadade1960foramdesenvolvidosnovosmedidoresmarinhoscomessa característica. O acelerômetrodecordavíbratóría(vibratíngstríngaccelerometer)(Bowin etal.,1972)ébaseadonoprincípiodequeumafrequênciaderessonância deuma cordacurta,vertical,apartir daqualumamassaésuspensa,é proporcionalà raizquadradadagravidade.Mudançasnessafrequência fornecemuma medida de mudançasna gravidade.Os gravímetros 234 I GEOFÍSICA DE EXPLORAÇÃO baseadosnessemecanismonão foram bem aceitos,por causade sua precisãorelativamentebaixaederivaerrática. Magneto permanente Bobina Campo magnético induzido Campo magnético permanente Magneto permanente Fig. 6.4Princípio do acelerômetrodo gravímetromarinho deBell. (BaseadoemBell & Watts,1986) oinstrumentodeeixosimétricodemaiorsucessoatéagoraéogravímetro deBell (Bellgravimeter)(Bell & Watts, 1986).O elementosensordo medidoréo acelerômetromostradonaFig. 6.4,queémontadonuma plataformaestável.O acelerômetro,quepossuicercade34mm dealtura e23mm dediâmetro,consistedeumamassa,envoltapor umabobina, queérestringidaa semoversomentena verticalentredois magnetos permanentes.Uma correnteDepassandoatravésda bobina faz com queamassaajacomoum magneto.Na posiçãonula,o pesodamassaé equilibradopelasforçasexercidaspelosmagnetospermanentes.Quandoa massasemoveverticalmenteemrespostaaumamudançadagravidadeou aceleraçõesdeondas,o movimentoédetectadopor um servocircuitoque regulaacorrentenabobina,mudandoseumomentomagnético,fazendo comqueamassavolteparaaposiçãonula.A variaçãodacorrenteé,então, umamedidademudançasnasaceleraçõesverticaissofridaspor umsensor. A exemplodosmedidoresdo tipo haste,um filtro demédiaponderada é aplicadoà saída,de modo a separarasmudançasde gravidadedas aceleraçõesgeradaspor ondas. As taxasdederivado gravímetrodeBell sãobaixase uniformes,e foi demonstradoqueaprecisãodo instrumentoatingeumaspoucasunidades degravidade,sendocapazdediscriminaranomaliascomcomprimentos deondade 1a 2km. Essaprecis~oeresoluçãosãoconsideravelmente maioresqueasdosinstrumentosmaisantigos,eespera-sequepossamos detectaranomaliasdegravidademuito menoresqueasanteriormente medidas.O fatorqueimpedeumamaiorutilizaçãodessemedidoréseu altocusto. 6 LEVANTAMENTO GRAVIMÉTRICO I 235 A mediçãodegravidadepor meiodeumaaeronaveécomplexa,emrazão dosgrandeserrospossíveisna aplicaçãodecorreções.As correçõesde Ebtvbs (Seção6.8.5)podem sertão grandesquanto 16.000gu a uma velocidadede200nós,implicandoqueum errode1% emvelocidadeou direçãoproduzaerrosmáximosde180gue250gu,respectivamente.As aceleraçõesverticaisassociadasaomovimentodaaeronavecomperíodos maioresqueo tempomédiodo instrumentonãopodemserprontamente corrigidas.Apesardessasdificuldades,testesrealizadoscompequenas aeronaves(Halpenny & Darbha, 1995)equipadascom altímetrosde radarenavegaçãoGPS conseguiramresultadosquediferemdaqueles obtidoscommedidoressubaquáticos,emmédia,-2 guedesviopadrão de27gu.Bell etaI. (1999)descrevemumaconfiguraçãomaismoderna paralevantamentosdegravidadeaerotransportados,atualmenteemuso comercial.Tambémemuso,háum sistemacomumhelicóptero(Seigel& McConnell,1998)no qualogravímetroéabaixadoatéo soloporum cabo, niveladoelido remotamente,demodoquepodemserfeitasmediçõesem locaisondeéimpossívelaterrissarumaaeronave. As constantesdecalibraçãodosgravímetrospodemvariarcomotempoe devemserchecadasperiodicamente.O procedimentomaiscomuméo derealizarleiturasemdoisou maislocaisondeosvaloresabsolutosou relativosdagravidadesejamconhecidos.Na calibraçãodosmedidoresdo tipo Worden,asmedidassãofeitasparaváriasposiçõesdo parafusode ajuste,demodoqueaconstantedecalibraçãosejachecadaparaomáximo deintervalodeleiturapossíveldo instrumento.Esseprocedimentonão podeseradotadoparao gravímetroLaCosteeRomberg,no qualcada faixadeleituradiferentetemsuaprópriaconstantedecalibração.Nesse caso,achecagempodeserrealizadapor meiodeleiturasparadiferentes inclinaçõesdogravímetrosobreumamesadeinclinação,tarefageralmente confiadaaofabricantedo instrumento. 6.5 Anomalias de gravidade Os gravímetrosefetivamenterespondemapenasàcomponentevertical da atraçãogravitacionalde uma massaanômala.Considereo efeito gravitacionaldeumamassaanômala59,comcomponenteshorizontale vertical59xe59z,respectivamente,sobreo campodegravidadelocal9 e suarepresentaçãonumdiagramavetorial(Fig.6.5). \ Resolvendoo retângulodeforças,temos 236 I GEOFÍSICA DE EXPLORAÇÃO 9 e 9 +89 I I I I I I I I I I I I I I I I I L _ Fig. 6.5Relaçãoentreo campogravitacionaleascomponentesdaanomaliadagravidadede umamassapequena Os termos52 sãoinsignificantementepequenose podem,assim,ser ignorados.A expansãobinomialdaequação,então,dá deformaque Consequentemente,asperturbaçõesdagravidademedidascorrespondem efetivamenteà componenteverticaldaatraçãodo corpo causador.O desviolocaldaverticaleédadopor EQ.6.5 e,umavezque5gz «g, eénormalmenteinsignificante.No entanto, anomaliasdemassasmuito grandes,comoumacadeiademontanhas, podemproduzirdeflexõesverticaislocaismensuráveis. 6.6 Anomalias de gravidadede corposde formassimples Considerea atraçãogravitacionalde uma massapontual m a uma distânciar damassa(Fig.6.6).A atraçãogravitacionalL},gT nadireçãoda massaédadapor Gm L},gT =-- dalei deNewton.r2 6 LEVANTAMENTO GRAVIMÉTRICO I 237 Umavezqueapenasacomponenteverticaldaatração6gz causadapela massaémedida,aanomaliadegravidade6g associadaà massaé Gm 6g =-)- cose y- ou EQ.6.6 Como umaesferaagecomosesuamassaestivesseconcentradaemseu centro,aEq. 6.6 tambémcorrespondeà anomaliadagravidadedeuma esferacujocentroestáaumaprofundidadez. "S' 6 O 1 km.9 I!eu uo;:+"'-(1)Es~O).~euEoc<J: O ] .-oE------- X------- .... • /r"~ E z-'>t. ,• Á' L\gz• m =1.000 kg Fig. 6.6Anomaliadagravidadedeumamassapontualou esfera A Eq. 6.6pode serusadaparamelhorara anomalia da gravidadedemuitasformasgeométricassimples, construindo-asapartir deum conjuntodepequenos elementosquecorrespondemamassaspontuaise,daí, somando(integrando)as atraçõesdesseselementos paraseobteraanomaliado corpototal. A integraçãodaEq.6.6numadireçãohorizontalfornece a equaçãopara uma massalinear (Fig. 6.7) que se estendeaoinfinitonessadireção EQ.6.7 A Eq.6.7tambémrepresentaaanomaliadeumcilindro horizontalcujamassaagecomoseestivesseconcentrada aolongodeseueixo. Plano +----- ..- X -------» .•...- - - - - - x - - - - - - -)o- Fig. 6.7Coordenadasdescrevendouma massalinearhorizontalinfinita 238 I GEOFÍSICA DE EXPLORAÇÃO A integraçãona segundadireçãohorizontal fornecea anomaliada gravidadedeumalâminahorizontalinfinita,eumaposteriorintegração nadireçãoverticalentrelimitesfixadosforneceaanomaliadeumaplaca horizontalinfinita ~g =2nGpt EQ.6.8 ondep éadensidadedaplacaet,suaespessura.Notequeessaatraçãoé independentedaslocalizaçõesdopontodeobservaçãoedaprofundidade daplaca. Uma sériedeintegraçõessemelhantes,destavezentrelimitesfixados, podeserusadaparadeterminaraanomaliadeum prismaretangularreto. Em geral,aanomaliadagravidadedeum corpodequalquerformapodeserdeter- minadapelasomadasatraçõesdetodos oselementosdemassaquecompõemo corpo.Considereum pequenoelemento x prismáticodeum corpodedensidadep, localizadoemx I, 1}I, Z I, com lados de comprimento8x/, 81/, 8z1 (Fig. 6.8).A massa8m desseelementoédadapor y (x, y, z) z Fig. 6.8A anomaliadagravidadedeumelementodeuma massadeformairregular 8m=p 8x1 81}18z1 Consequentemente,suaatração8g sobre um pontoforado corpo (x,1),z),auma distânciaT do elemento,é obtida da Eq.6.6: ~ G (Zl - z) ~ I ~ I ~ I ug = P 3 uX o1} uZT A anomaliado corpo todo ~g éobtida, então,pelasomadetaiselementosquecompõemo corpo (Zl - z) ~g=IIIGp 3 8xl 81}18z1T Se8x/, 81}1e 8z1 aproximarem-sedezero,então f'rJ \(Zl - z)~g= J. Gp T3 dx/d1:J/dzl onde EQ.6.9 EQ.6.10 6 LEVANTAMENTO GRAVIMÉTRICO I 239 Comomostradoanteriormente,aatraçãodecorposdegeometriaregular podeserdeterminadapelaintegraçãoanalíticadaEq.6.10.As anomalias decorposdeformasirregularessãocalculadaspelaintegraçãonumérica usando-seequaçõessoba formadaEq. 6.9. 6.7 Levantamentogravimétrico Tempo Fig. 6.9 O princípio do laço (looping). As cruzes e oscírculosrepresentamasleiturasgravimétricas alternadasobtidasemduasestações-base.As sepa- raçõesverticaisentreas curvasde derivapara as duasestações(.0-91-4) fornecemumaestimativada diferençadegravidadeentreelas o espaçamentodas estaçõesusado num levantamentogravimétricopodevariar de unspoucosmetros,nocasodelevantamentos ~ o;:: geotécnicosou de detalheparamineração, ;~E aváriosquilômetrosemlevantamentosde ":;~ reconhecimentoregional.A densidadede O)~ estaçõesdeveser maior onde o campo de :2 (J) gravidademudamaisrapidamente,umavez --' que medidasacuradasdos gradientesde gravidadesãocríticasparaumainterpretação subsequente.Seosvaloresabsolutosdegravi- dadeforemnecessáriosparaacomparação dos resultadoscom outros levantamentos gravimétricos,deve-seterpelomenosuma estação-basefacilmenteacessível,onde os valoresabsolutosdegravidadesejamconheci- dos.SealocalizaçãodaestaçãoIGSN maispróximafor inconveniente,um gravímetropodeserusadoparaestabelecerumabaselocal,medindo-se adiferençadegravidadeentreaestaçãoIGSN eabaselocal.Por causa da derivainstrumental,isso não pode ser realizadodiretamente,e é adotadoum procedimentoconhecidocomolaço (looping).É feitauma sériedeleiturasalternadaspararegistrosdetemponasduasestaçõesesão construídascurvasdederivaparacadaumadelas(Fig.6.9).Podeserfeita umamédia,então,dasdiferençasdasmedidasordenadas(~gl-4) paraas duasestações,afim defornecerumamedidadasdiferençasdegravidade corrigidasparaaderiva. Duranteum levantamentogravimétrico,o gravímetroélido naestação- -basecomumafrequênciaquedependedascaracterísticasdederivado instrumento.Para cadaestaçãosãoregistradosa posição,o tempo,a elevação/profundidadedaáguaealeituradogravímetro. Paraseobterum valor reduzidodegravi,dadecom precisãode ±1gu, o procedimentode reduçãodescritona seçãoseguinteindica que o gravímetrodeveserlido com uma precisãode ±O,1gu, a latitudeda estaçãodeveserconhecidacom±10meaelevaçãodaestaçãodeveser conhecidacom±10mm.Consequentemente,alatitudedaestaçãodeve 240 I GEOFÍSICA DE EXPLORAÇÃO serdeterminadapor mapasemescalade1:10.000ou maior,ou pelouso desistemaseletrônicosdeposicionamento.Incertezasnaselevaçõesdas estaçõesgravimétricasprovavelmentesãoresponsáveispelosmaiores errosnosvaloresreduzidosdegravidadeemterra;no mar,aslâminasde águasãofacilmentedeterminadaspor um registradordeprofundidadede precisãocompatívelcomasmediçõesgravimétricas.Em áreasterrestres com muitos levantamentos,a densidadede elevaçõesacuradamente determinadasemmarcostopográficosé,emgeral,suficientementealta paraque asestaçõesgravimétricaspossamserlocalizadasem marcos topográficosou conectadasaelespor levantamentosdenivelamento.Os levantamentosgravimétricosdereconhecimentodeáreasmenosbem mapeadasrequeremalgumaformadedeterminaçãoindependentedas elevações.Muitas dessasáreasforam levantadasusando-sealtímetros aneroides.A precisãodasaltitudesdeterminadaspor essesinstrumentos dependedascondiçõesclimáticasdominantes,eédaordemde 1a5m, levandoaumaincertezarelativamentegrandenascorreçõesdeelevação aplicadasaosvaloresdegravidademedidos.Atualmente,o equipamento ótimo éo sistemadeposicionamentoglobal(GPS) (Davisetal., 1989), cujaconstelaçãode24satélitesestáagoracompletaeo sinaltransmitido nãoéadulterado.Estessinaispodemsermonitoradospor um receptor pequenoequenãoécaro.O usodeGPSdiferencial,istoé,acomparação entresinaisdeGPS entreum receptorna basesituadaauma elevação conhecidae um móvelde campo,pode fornecerelevaçõescom uma precisãodecercade25mm. 6.8 Reduçãogravimétrica Antesqueos resultadosdeum levantamentogravimétricopossamser interpretados,énecessáriocorrigi-Iosparatodasasvariaçõesdo campo gravitacionalda Terra que não resultemde diferençasde densidade nasrochasemsubsuperfície.Esseprocessoéconhecidocomo redução gravimétrica(gravityreduction)(LaFehr, 1991)ou reduçãoao geoide (reductiontothegeoid),poiso níveldomar égeralmenteo datummais conveniente. 6.8.1 Correção de deriva A correçãoparaaderivado instrumentoébaseadaemleiturassucessivas numa estaçãodebaseaolongo do dia.A leiturado medidoréplotada contrao tempo(Fig.6.10)eassume-seaderivacomosendolinearentre leiturasconsecutivasdabase.A correçãodederivanumtempotéd, que ésubtraídodovalorobservado. Após a correçãode deriva,a diferençade gra- vidade entreum ponto observadoe a baseé dadapelamultiplicaçãodadiferençanaleiturado medidorpelofatordecalibraçãodogravímetro. Conhecendo-seessadiferençade gravidade,a gravidadeabsolutano pontodeobservação90bs podesercalculadaapartirdovalorconhecidode gravidadenabase.Alternativamente,asleituras podemserrelacionadasaum datumarbitrário, masessapráticanãoédesejável,poisosresultados de diferenteslevantamentosnão poderão ser amarrados. 6 LEVANTAMENTO GRAVIMÉTRICO I 241 d -----------4---------- , Tempo Fig. 6.10 Uma curvade derivade um graví- metroconstruídaapartirderepetidasleituras numaposiçãofixa. d é a correçãodederivaa sersubtraídadeumaleituraobtidanotempot 6.8.2 Correção de latitude A gravidadevaria com a latitude,por causada formanão esféricada Terraepelofatodeavelocidadeangulardeum pontosobreasuperfície da Terra diminuir a partir de um máximo no equadoratézeronos palas (Fig.6.11A).A aceleraçãocentrípetageradapor essarotaçãotem uma componenteradialnegativaque,comoconsequência,causauma diminuiçãodagravidadedospaIosparao equador.A formaverdadeira da Terra é a de um esferoideoblato ou elipsoideachatadonos polos (Fig.6.11B)cujadiferençaentreosraiosequatorialepolarédecercade 2l km. Consequentemente,ospontospróximosdo equadorestãomais distantesdo centrodemassadaTerraqueaquelesmaispróximosdos paIos,causandoum aumentodagravidadedo equadorparaospolos.A amplitudedesseefeitoéreduzidapelasdiferentesdistribuiçõesdemassa em superfícieresultantesdo arqueamentoequatorial,a massasob as regiõesequatoriaissendomaioresqueaquelassobospolos. oefeitofinal dessesvários fatoreséquea gravidadenospolos excede a gravidadeno equadorpor cercade 51.860gu, com o gradientede gravidadenorte-sulnalatitudecPsendo8,12sen2cPgukm-1. A fórmuladeClairautrelacionaagravidadeàlatitudesobreo esferoide dereferência,deacordocomumaequaçãona forma EQ.6.11 onde 94> éo valor degravidadeprevistona latitudecP,90 éo valor da gravidadeno equadorekl>k2sãoçonstantesdependentesda formae velocidadederotaçãodaTerra.A Eq.6.11é,naverdade,umaaproximação deumasérieinfinita.Osvaloresde90,k1 ek2no usocorrentedefinema Fórmula InternacionaldaGravidade(1967) 242 I GEOFÍSICA DE EXPLORAÇÃO Fig. 6.11(A) A variaçãonavelocidadeangularcomalatitudeaoredordaTerra,representadapor vetorescujos comprimentossãoproporcionaisà velocidadeangular;(B) Uma representaçãoexageradadaformadaTerra. A formaverdadeiradesseelipsoidederevoluçãoachatadonospolos resultanuma diferençaentreos raios equatorialepolardecercade21krn (90 = 9.780.318gu, k1 =0,0053024, k2 = 0,0000059;IAG, 1971). Antesde1967,constantesmenosacuradaseramempregadasnaFórmula InternacionaldaGravidade(1930).Os resultadosdeduzidoscombasena fórmulamaisantigadevemsermodificadosantesdaincorporaçãoem dadosdelevantamentoreduzidoscombasenaFórmuladaGravidadede 1967,usando-searelação9<j:>(1967)-9<j:>(1930)=(136sen2cP- 172)gu. Uma representaçãoalternativa,maisacurada,daFórmuladaGravidade de1967(Mittermayer,1969),naqualasconstantessãoajustadasdeforma aminimizaroserrosresultantesdo truncamentodasérie,é 9<j:>= 9780318.5(1+0.005278895sen2cP +0.000023462sen4cP)gu Essaforma,entretanto,émenosapropriadaseosresultadosdo levanta- mentodevemincorporardadosanterioresa 1967queforamajustados paraaFórmuladaGravidadede1967usandoarelaçãoacima. O valor9<j:>dáovalorprevistodegravidadeaoníveldomarparaqualquer pontodasuperfíciedaTerraeésubtraídodagravidadeobservadaparaa correçãodelatitude. 6.8.3Correções de elevação A correçãoparaasdiferenteselevaçõesdeestaçõesgravimétricaséfeita emtrêspartes.A correçãodear livre(free-aircorrection- FAC) corrige paraa diminuiçãodagravidadecom a alturaao ar livre resultantedo aumentodadistânciaaocentrodaTerra,deacordocomalei deNewton. 6 LEVANTAMENTO GRAVIMÉTRICO I 243 Fig. 6.12 (A) A correçãode ar livre parauma observaçãonuma alturah acimado datum;(B) A correção Bouguer.A regiãosombreadacorrespondeaumaplacaderochadeespessurahestendendo-seaoinfinito em ambasasdireçõeshorizontais;(C) A correçãodeterreno Parareduziraodatumumaobservaçãotomadanaalturah (Fig.6.12A), fAC =3.086hgu (h emmetros) A FAC épositivaparaum pontodeobservaçãoacimadodatum,demodo acorrigirparaadiminuiçãodagravidadecomaelevação. A correçãodear livretratasomentedavariaçãona distânciado ponto de observaçãoao centrodaTerra;nenhumtratamentoé dadoparao efeitogravitacionaldasrochaspresentesentreo pontodeobservaçãoeo datum.A correçãoBouguer(Bouguercorrection- BC) removeesseefeito pelaaproximaçãodacamadaderochaabaixodopontodeobservaçãoa umaplacahorizontalinfinitadeespessuraigualàdaelevaçãodopontode observaçãoacimado datum(Fig.6.12B).SeP for adensidadedarocha, daEq. 6.8 BC =2nGph =0.4191phgu (h emmetros,p emMgm-3) Em terra,acorreçãoBouguerdevesersubtraída,poisaatraçãogravitacio- naldarochaentreopontodeobservaçãoeo datumdeveserremovidado valordegravidadeobservado.A correçãoBouguerparaobservaçõesna superfíciedomarépositivaparacorrigirafaltaderochaentreasuperfície eo leitodomar.A correçãoé equivalenteà substituiçãodacolunad'água por um materialdedensidadederochaPT' Nessecaso, BC =2nG (PT - Pw) z ondez é aprofundidadedacolunad'águae Pw' adensidadedaágua. As correçõesdearlivreedeBouguersãofrequentementeaplicadasjuntas, comoacorreçãodeelevaçãocombinada(combinedelevationcorrection). A correçãoBouguerfaz a suposiçãode que a topografiaao redor da estaçãogravimétricaéplana.Raramenteesteé o caso,eumacorreção posterior,acorreçãodeterreno(terraincorrection- TC), deveserfeitapara tratardo relevotopográficonasproximidadesdaestaçãogravimétrica. 244 I GEOFÍSICA DE EXPLORAÇÃO Essacorreçãoésemprepositiva,comopodeservistonaFig. 6.12C.As regiõesdesignadascomoA formampartedaplacadacorreçãoBouguer, emboraelasnão consistamde rocha.Consequentemente,a correção Bouguercorrigiualémdo quedeveriaparaessasáreaseseuefeitodeve serrestauradopor umacorreçãodeterrenopositiva.A regiãoB consiste dematerialrochosoquefoi excluídodacorreçãoBouguereexerceuma atraçãoparacimano pontodeobservação,fazendocomqueagravidade diminua.Suaatraçãodeve,portanto,sercorrigidapor umacorreçãode terrenopositiva. Fig. 6.13 Uma gratícula típica usada no cálculo de correçõesdeterreno.Uma sériedetaisgratículas,com zonasvariandoem raio de2m a 21,9km, é usadacom mapastopográficosdevariadasescalas Tab.6.1 Correçõesdeterreno Classicamente,ascorreçõesdeterreno sãoaplicadasusando-seumagratícula circularconhecidacomocartadeHam- mer (Fig. 6.13),baseadano nome de seuinventor,divididapor linhasradiais econcêntricasnum grandenúmerode compartimentos.A zonamaisexternase estendepor quase22km,alémdosquais osefeitostopográficossãoinsignificantes. A gratículaésobrepostaaum mapato- pográficocomseucentrosobreaestação gravimétrica,e a elevaçãotopográfica médiadecadacompartimentoédetermi- nada.A elevaçãodaestaçãogravimétrica é subtraída dessesvalorese o efeito gravitacionaldecadacompartimentoé determinadocomreferênciaemtabelas construídas usandoa fórmula para o efeitogravitacionaldeum setordeum Zona T[T2nZonaTIT2n B 2,016,64H1.529,42.614,412 C 16,653,36I2.614,44.468,812 D 53,3170,16J4.468,86.652,216 E 170,1390,18K6.652,29.902,516 F 390,1894,88L9.902,514.740,916 G 894,81.529,412M14.740,921.943,316 ondeT =correçãode terrenodo compartimento(gu); p =densidadeda correçãoBouguer(Mg m-3); n =númerode compartimentosna zona; TI =raio internoda zona (m);T2 =raio externoda zona (m) e z =módulo de diferençade elevaçãoentreo pontode observaçãoe a elevaçãomédiado compartimento(m) 6 LEVANTAMENTO GRAVIMÉTRICO I 245 cilindro verticaldeeixo.A correçãodeterrenoé,então,calculadapela soma das contribuiçõesgravitaci{;:maisde todos os compartimentos. A Tab. 6.1 mostrao métodode cálculo.Essasoperaçõesconsomem tempo,pois deve-secalculara média da topografiade mais de 130 compartimentospara cadaestação,masa correçãodeterrenoé uma dasoperaçõesdereduçãogravimétricaquenãopodemsercompletamente automatizadas.O trabalhopode serreduzidopelamédiatopográfica dentrodeumagraderetangular.Somenteumasimplesdigitalizaçãoé necessária,poisosefeitostopográficospodemsercalculadosemqualquer ponto dentrodagradepelasomadosefeitosdosprismasderetângulo retosdefinidospelosquadradosdagradeesuasdiferençasdeelevação comaestaçãogravimétrica.Essaoperaçãopoderealmentecorrigirpara osefeitostopográficosdeáreasdistantesdaestaçãogravimétrica,epode serfacilmentecomputadorizada.Essaabordagemprovavelmenteserá adotadade modo crescente,conformea disponibilidadedemodelos digitaisde elevaçãopara grandesregiões(Cogbill, 1990).A correção paraaszonasinternas,entretanto,devemaindaserfeitasmanualmente, pois qualqueresquemarazoávelde digitalizaçãopara uma áreade levantamentocompletaeseusambientesdeveempregarum intervalo deamostragemqueémuito grandeparaforneceruma representação acuradadoterrenopróximoàestação. Os efeitosdoterrenosãobaixosemáreasdetopografiasuave,raramente excedendo10guemáreasplanas.Em áreasdetopografiaacidentada,os efeitosdoterrenosãoconsideravelmentemaiores,chegandoaummáximo emvalesprofundos,nabaseouno topodedespenhadeirosenoscumes demontanhas. Ondeosefeitosdoterrenosãoconsideravelmentemenoresqueaprecisão desejadado levantamento,a correçãodo terrenopode ser ignorada. Sprenke(1989)forneceum meio deavaliara distânciapara a qualas correçõesdeterrenosãonecessárias.Contudo,anecessidadefrequente dessacorreçãoé responsávelpelamaior partedo tempogastocom as reduçõesgravimétricaseé,assim,o quemaiscontribuiparao custode um levantamentogravimétrico. 6.8.4 Correção de maré A gravidademedidanum local fixo variacom o tempo,por causada variaçãoperiódicadosefeitosgravitacionaisdoSoledaLuaassociadosa seusmovimentosorbitaise,numlerantamentodealtaprecisão,devem serfeitascorreçõesparaessasvariações.A despeitodesuamassamuito menor,aatraçãogravitacionaldaLuaémaiorqueadoSol,por causade suaproximidade.Ainda, essesefeitosgravitacionaiscausamavariação daTerrasólidadeformabastanteparecidacomqueasatraçõescelestes 246 I GEOFÍSICA DE EXPLORAÇÃO causamasmarésno mar.Essasmaréssólidasterrestres(solidEarthtides) sãoconsideravelmentemenoresqueasoceânicaseocorremcomatrasoem relaçãoaomovimentolunar.Elascausamaalteraçãodaelevaçãodeum pontodeobservaçãoemalgunscentímetrose,assim,variasuadistânciado centrodemassadaTerra.As variaçõesperiódicasdagravidadecausadas pelosefeitoscombinadosdo SoledaLuasãoconhecidascomovariações demaré(tidalvariations).Elastêmumaamplitudemáximadecercade 3gueum períodomínimo emtornode12h. Sefor usadoum gravímetrocomumataxadederivarelativamentealta,as amarraçõesdebasesãofeitasaintervalosmuitomenoresqueo período demaréterrestremínimo,easvariaçõesdemarésãoautomaticamente removidasduranteacorreçãodederiva.Sefor empregadoum medidor comumabaixataxadederiva,asamarraçõesdebasesãonormalmente feitassomenteno inícioeno finaldodia,deformaqueavariaçãodemaré passouporum ciclocompleto.Osefeitosdemarésãoprevisíveisepodem sercalculadospor um pequenocomputadorpessoal. 6.8.5 Correçãode Ebtvbs A correçãodeE6tv6s(EC) éaplicadaàsmedidasdegravidadetomadas numveículoemmovimento,comoumnavioouum avião.Dependendo dadireçãodo trajeto,o movimentodo veÍCulogeraráuma aceleração centrípetaque, ou reforçará ou se oporá à gravidade.A correção requeridaé EC =75,03Y sencxcoscP+O,04154y2 gu ondeY éavelocidadedoveículoemnós, cxadireçãoe cP alatitudeda observação.Nas latitudesmédias,a correçãode E6tv6sé de cercade +75guparacadanó, deE paraW, deformaqueavelocidadeeadireção devemserprecisamenteconhecidas. 6.8.6 Anomaliasdear livree de Bouguer A anomaliadear livre(free-airanomaly- FAA) ea anomaliaBouguer (Bougueranomaly- BA) podemagoraserdefinidas: FAA =gobs - gcj:>+FAC (±EC) BA =gobs - gcj:>+FAC ± BC +TC (±EC) EQ.6.12 EQ.6.13 A anomaliaBouguer form'ila basepara a interpretaçãodos dados gravimétricosem terra. Nos levantamentosmarinhos, as anomalias Bouguersãoconvencionalmentecalculadasparaasáreaslitorâneasou deáguasrasas,poisacorreçãoBouguerremoveosefeitosgravitacionais locaisassociadosamudançaslocaisnaprofundidadedaágua.Alémdisso, 6 LEVANTAMENTO GRAVIMÉTRICO I 247 O cálculodaanomaliaBougueremtaisáreaspermiteacomparaçãodireta de anomaliasde gravidademarinhase continentais,e a combinação de dadosterrestrese marinhosem mapasde contornogravimétricos. Estespodem ser usados,por exemplo,no traçadode características geológicasalémdaslinhas de costa.Entretanto,a anomaliaBouguer não é apropriadapara levantamentosem águasprofundas,pois em tais áreasa aplicaçãode uma correçãoBougueré um procedimento artificialquelevaavalorespositivosdaanomaliaBouguermuito altos, semaumentarsignificativamenteascaracterísticasdegravidadelocais de origem geológica.Consequentemente,a anomalia de ar livre é frequentementeusadaparaainterpretaçãoemtaisáreas.Além disso,a FAA forneceumaamplaestimativadograudecompensaçãoisostáticade umaárea(p.ex.Bott,1982). As anomaliasgravimétricassãoconvencionalmenteapresentadassobre perfisoucomomapasdecontorno(isogal).A interpretaçãodestesúltimos podeserfacilitadapelautilizaçãodetécnicasdigitaisdeprocessamento deimagem,semelhantesàquelasusadasemsensoriamentoremoto.Em particular,imagensde relevocoloridase sombreadaspodem revelar característicasestruturaisquenãosãofacilmentediscerníveisnosmapas nãoprocessados(PranchaS.lA). Essetipodeprocessamentoéigualmente apropriadoparaanomaliasmagnéticas(PranchaS.lB; ver,por exemplo, Leeetal.,1990). 6.9 Densidades de rochas As anomaliasgravimétricasresultamde diferençasem densidade,ou contrastededensidade(densitycontrast),entreum corpoderochaesua vizinhança.ParaumcorpodedensidadePI envolvidopor ummaterialde densidadeP2, o contrastededensidadeédadopor .6.p =PI - P2 o sinaldo contrastededensidadedeterminao sinaldaanomalia. As densidadesdasrochasestãoentreos menosvariáveisde todos os parâmetrosgeofísicos.Os tiposderochasmaiscomunstêmdensidades entre1,60e3,20Mgm-3. A densidadedeumarochaédependentedesua composiçãomineralógicaesuaporosidade. I Variaçõesnaporosidadesãoaprincipalcausadevariaçõesnadensidade emrochassedimentares.Assim,emsequênciasderochassedimentares,a densidadetendeaaumentarcomaprofundidade,devidoàcompactação, ecomaidade,devidoàcimentaçãoprogressiva. 248 I GEOFÍSICA DE EXPLORAÇÃO Tab.6.2 Intervalosdedensidade aproximados(Mg m-3) dealgunstiposde rochasemineraisdeminériomaiscomuns N.S. A extremidademais baixa do intervalo de densidadecitada em muitos textos é, com frequência,desproporcionalmenteestendidapor medidasfeitasem amostrasafetadaspor intem- perismofísicoou químico Aluvião (saturado) Argila Folhelho Arenito Cretáceo Triássico Carbonífero Calcário Giz Dolomita Halita Granito Granodiorito Anortosito Basalto Gabro Gnaisse Quartzito Anfibolito Cromita Pirrotita Magnetita Pirita Cassiterita Galena 1,96-2,00 1,63-2,60 2,06-2,66 2,05-2,35 2,25-2,30 2,35-2,55 2,60-2,80 1,94-2,23 2,28-2,90 2,10-2,40 2,52-2,75 2,67-2,79 2,61-2,75 2,70-3,20 2,85-3,12 2,61-2,99 2,60-2,70 2,79-3,14 4,30-4,60 4,50-4,80 4,90-5,20 4,90-5,20 6,80-7,10 7,40-7,60 A maiorpartedasrochasígneasemetamárfi- castemporosidadeinsignificante,eacom- posiçãoéa causaprincipaldevariaçõesna densidade.A densidadegeralmenteaumenta comadiminuiçãodaacidez;assim,háuma progressãode aumentode densidade,dos tiposderochasígneasácidas,passandopelas básicasatéasultrabásicas.Os intervalosde densidadeparaostiposderochaeminerais deminériomaiscomunssãoapresentadosna Tab.6.2. Um conhecimentodadensidadedasrochas énecessárioparaaaplicaçãodascorreções Bougueredeterreno,eparaainterpretação dasanomaliasgravimétricas. A densidadeécomumentedeterminadapor mediçõesdiretasem amostrasde rochas. Uma amostraé pesadano ar e na água. A diferençaem pesoforneceo volume da amostra e, assim, a densidadeda rocha não saturadapode ser obtida. Se a rocha for porosa,a densidadesaturadapode ser calculadaseguindo-seo procedimentoacima depoisdesaturararochacomágua.O valor dadensidadeempregadonumainterpretação, então, dependeda localizaçãoda rocha, acimaou abaixodo lençolfreático. h -9,-- p Deveserenfatizadoquea densidadede qualquertipo de rochaemparticularpodeserbastantevariável.Em razão disso, é geralmentenecessáriomedir várias dezenasde amostrasde cadatipo de rochaparticularpara seobter umadensidademédiaeumavariânciaconfiáveis. -92 Fig. 6.14Determinaçãodadensi- dadepor medidasgravimétricas em subsuperfície.A diferença entreasmedidasdegravidade91 e92sobreumadiferençadealtura hpodeserusadaparadeterminar adensidademédiapdarochaque separaasmedições Ao lado dessesmétodosdiretosde determinaçãoda den- sidade,há vários métodos indiretos (ou in situ). Estes geralmentefornecemuma densidademédiade uma de- terminadauf\idadede rochaquepode serinternamente bastantevariável.Contudo, osmétodosin situproduzem valiosasinformaçõesondeaamostragemédificultadapor faltade afloramentosou quandoé impossívelporque as rochasdeinteresseocorremsomenteemprofundidade. 6 LEVANTAMENTO GRAVIMÉTRICO I 249 Asmedidasdegravidadeemdiferentesprofundidadesabaixodasuperfície, usando-seum gravímetroespecialparapoços(verSeção11.11)ou,mais comumente,um gravímetropadrãonumachaminédemina,fornecem umamedidadadensidademédiado materialentreosníveisobservados. Na Fig. 6.14,a gravidadefoi medidana superfíciee num ponto em subsuperfícieaumaprofundidadehimediatamenteabaixo.Se91e 92 foremosvaloresdegravidadeobtidosnosdoisníveis,então,aplicando-se ascorreçõesdearlivreedeBouguer,obtém-se 91 - 92=3.08611.- 4nGph EQ.6.14 A correçãoBougueréo dobrodaempregadaemsuperfície,poisaplacade rochaentreosníveisdeobservaçãoexercetantoumaatraçãoparabaixo, naposiçãoemsuperfície,comoumaatraçãoparacima,naposiçãoem subsuperfície.A densidadepnomeioseparandoasduasobservaçõespode, então,serencontradaapartirdadiferençadegravidade.A densidadepode tambémsermedidaempoços,como usodeumperfiladordedensidade (gama-gama),comodiscutidonaSeção11.7.2. 50 S .9 40 •.... Q) ::::l Ol ::::l ~ 30 III III E g 20« 10 120 Ê ';' 100 >lll '-'" ~ 80 Q) LU 60 \ Fig. 6.15Método deNettletondedeterminaçã"odadensidadesobreumafeiçãotopográficaisolada.A redução gravimétricafoi realizadausando-seintervalosdedensidadeentre1,8e2,8Mg m-3paraambasascorreções,de Bouguere deterreno.O perfil correspondenteaovalorde2,3Mgm-3 mostrao mínimo decorrelaçãocoma topografiae,assim,essadensidadeétomadacomorepresentativadadensidadedafeição(BaseadoemDobrin & Savit,1988) 250 I GEOFÍSICA DE EXPLORAÇÃO Densidade,p (Mg m-3) 1,8 2 2,2 2,4 2,62,8 3 I I I 9 log P Fig. 6.16Gráficosdo logaritmodasvelocidadesdeondas P versusadensidadeparaváriostiposderocha.Também mostradoo ajustelinearentreadensidadeeo logaritmo davelocidade.(BaseadoemGardneretal., 1974) 0,9 0,8 0,7 0,6 > g' 0,5 0,4 0,3 0,2 0,1 0,2 0,3 " Folhelho 0,4 í '"E~>o.:'" '""O- 3,5 c o 3 '" '""O <1J2,5 "O '""O'0.2<1J>1,8 1,5 0,5 ométododeNettletondedeterminação da densidadeenvolverealizarobserva- çõesgravimétricassobreum pequeno alto topográficoisolado. Os dadosde campo são reduzidos usando-seuma sériedediferentesdensidadesparaascor- reçõesBougueredeterreno(Fig.6.15). O valor dedensidadequeforneceuma anomaliaBouguer com o mínimo de correlação(positivaou negativa)com a topografiaé tomadocomo represen- tandoadensidadedo alto.O métodoé útil, poisnenhumpoço ou chaminéde minasãonecessários,eéfornecidauma densidademédiadomaterialqueformaa saliência.No entanto,umadesvantagem do métodoéquefeiçõesderelevoisola- daspodemserconstituídaspor materiais anômalosnãorepresentativosdaáreaem geral. Informaçõesdedensidadesãotambém fornecidaspelasvelocidadesdasondas P derochas,obtidasemlevantamentos sísmicos. A Fig.6.16mostragráficosdo logaritmodavelocidadedeondasP versus adensidadeparaváriostiposderochas(Gardneretal.,1974),eumajuste linearpor mínimosquadrados.Outrospesquisadores(p.ex.Birch,1960, 1961;Christensen& Fountain, 1975)obtiveramrelaçõessimilares.A curvaempíricavelocidade-densidadedeNafeeDrake(1963)indicaqueas densidadesestimadasapartirdevelocidadessísmicastêm,provavelmente, precisãodaordemde±O,10Mg m-3.Este,entretanto,éo únicométodo disponívelparaaestimativadedensidadesdeunidadesderochaprofundas, quenãopodemserdiretamenteamostradas. 6.10 Interpretaçãode anomaliasgravimétricas 6.10.1o problema inverso A interpretaçãodeanomalias<,10 campopotencial(gravimétrico,mag- néticoeelétrico)é inerentementeambígua.A ambiguidadesurgeporque qualqueranomaliadadapoderiasercausadapor um númeroinfinitode fontespossíveis.Por exemplo,esferasconcêntricasdemassaconstante, mas com diferentesdensidadese raios, todasproduziriam a mesma 6 LEVANTAMENTO GRAVIMÉTRICO I 251 anomalia,umavezquesuasmassasagemcomoselocalizadasnocentroda esfera.Essaambiguidaderepresentaoproblema inverso(inverseproblem) de interpretaçãodo campopotencial,o qualestabeleceque,emboraa anomaliadeum dadocorpopossasercalculadaunivocamente,há um infinito númerodecorposquepoderiatercausadouma determinada anomalia.Uma importante tarefada interpretaçãoé diminuir essa ambiguidadeusandotodosos controlesexternosdisponíveissobrea naturezaeformado corpoanômalo.Taiscontrolesinclueminformações geológicasderivadasdeafloramentos,poçoseminas,edeoutrastécnicas geofísicascomplementares(verp.ex.LinesetaI.,1988). Distância Campo regional ""',<estimado ... .............•. o + '" E oc« Campos regionais e anomalias residuais As anomaliasBouguer são normalmente caracterizadaspor uma anomaliaregional ampla, com variaçãosuave,sobre a qual podemsersuperpostasanomaliaslocaisde comprimentodeondamaiscurto(Fig.6.17). Geralmente,noslevantamentosgravimétri- cos,sãoasanomaliaslocaisquetêminteresse primário,eoprimeiropassodainterpretação éaremoçãodocamporegional(regionalfield) para isolar asanomalias residuais (residual anomalies). Issopodeserfeitograficamente, esboçando-sevisualmenteum campolinear oucurvilíneo.Talmétodoéinfluenciadopelo Fig. 6.17 Separaçãode anomalias gravimétricas intérprete,masissonão representanecessa- regionaleresidualdaanomaliaBouguerobservada riamenteuma desvantagem,pois um conhecimentogeológicopode serincorporadonaseleçãodo camporegional.Existemváriosmétodos analíticosdeanálisedecamporegional,incluindoaanálisedesuperfíciede tendência(ajustandoumpolinômioaosdadosobservados,verBeltrãoet aI.,1991)eafiltragempassa-baixa(Seção6.12).Taisprocedimentosdevem serusadoscriticamente,pois,algumasvezes,podemsurgir anomalias residuaisfictícias quando o campo regional é subtraído dos dados observados,emrazãodosprocedimentosmatemáticosempregados. 6.10.2 Antesderealizarainterpretação,énecessáriodiferenciarentreanomalias bidimensionaise tridimensionais.As anomaliasbidimensionaissão alongadasnuma direçãohorizontal,deforma queo comprimentoda anomalianessadireçãoéde,pelomenos,duasvezesalarguradaanomalia. Essasanomaliaspodemserinterpretadasemtermosdeestruturasque, teoricamente,se estendemao infinito na direção do alongamento, usando-seperfis em ângulosretos com essadireção.As anomalias tridimensionaispodem ter qualquerforma e são consideravelmente maisdifíceisdeinterpretarquantitativamente. 252 I GEOFÍSICA DE EXPLORAÇÃO 6.10.3 Interpretação direta A interpretaçãodiretafornece,diretáinentedasanomaliasgravimétricas, informaçõessobreo corpoanômaloquesãograndementeindependentes daformarealdo corpo.Váriosmétodossãodiscutidosabaixo. Profundidade-limite A profundidade-limiterefere-seà máxima profundidadena qual o topo deum corpopoderiaselocalizareaindaproduzir uma anomalia gravimétricaobservável.As anomaliasgravimétricasdecaemcom o
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