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Geofísica Ambiental – Métodos Magnéticos Engenharia do Ambiente 
 
 
2. Levantamentos Magnéticos 
 
 
O objectivo dos levantamentos magnéticos é o de investigar a geologia sub-
superficial com base nas anomalias do campo magnético da Terra, resultantes das 
propriedades magnéticas dos materiais do sub-solo. Apesar de a maioria dos minerais que 
formam as rochas não serem magnéticos, alguns tipos de rochas (ou materiais) contêm 
suficientes minerais magnéticos para produzirem anomalias magnéticas significativas. 
De um modo semelhante, os objectos ferrosos com origem na actividade humana também 
geram anomalias magnéticas. 
 
Conceitos básicos 
 
Equações de Maxwell e grandezas fundamentais 
 
 O campo electromagnético é, do ponto de vista da física clássica, descrito por um 
conjunto de equações denominadas “equações de Maxwell” que se podem escrever da forma 
seguinte: 
 
rotE B
t
r r= − ∂∂ (2.1) 
rotB J E
t
r r r= +⎡
⎣⎢
⎤
⎦⎥
μ ε ∂∂0 0 (2.2) 
divE
r = ρε 0
 (2.3) 
divB
r = 0 (2.4) 
 
 
para o vazio. O campo (campo eléctrico) exprime-se em volt/m no Sistema Internacional, 
o campo 
r
(campo magnético) exprime-se em tesla (SI), 
r
E
B ρ (densidade de carga eléctrica) 
em Coulomb/m3, 
r
(densidade de corrente) em ampère/mJ 2, ε 0 é a permitividade eléctrica do 
vazio (107/4 cπ 2 farad/m) e a permeabilidade magnética do vazio (4μ 0 π .10-7 henries/m). 
 A equação (2.1) exprime matematicamente a indução electromagnética de Faraday : 
um campo magnético variável gera num circuito eléctrico fechado uma força electromotriz. 
A equação (2.2) exprime a dependência do campo magnético da corrente eléctrica (de 
condução ou de deslocamento). A equação (2.3) exprime o facto de as cargas eléctricas 
constituirem as fontes (sumidouros) do campo eléctrico. Finalmente, a equação (2.4) 
exprime a ausência de fontes (sumidouros) do campo magnético. 
 O mecanismo que justifica a natureza dos imans permanentes é exterior às equações 
de Maxwell em sentido estrito, sendo do domínio da microfísica. Contudo, podemos 
descrever o que ocorre no interior dos materiais magnéticos fazendo intervir explicitamente 
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dois campos magnéticos, um que representamos por 
r
B - que designaremos simplemente por 
campo magnético - e outro que representamos por 
r
He que designamos por excitação 
magnética. A relação entre estes dois campos é dada por : 
 r r r
B H J M= +μ 0 ( ) (2.5) 
 
em que representa a parte da excitação magnética que é gerada pela presença de matéria 
e é, ao mesmo tempo, a soma dos momentos magnéticos elementares por unidade de 
volume. Tanto J
r
J M
M como H têm unidades de Ampére/m. 
 
Aplicando o operador divergência à expressão (2.5) vemos que : 
 
div H div J M
r r= − (2.6) 
 
 O campo magnético não possui fontes, ou seja, em todos os pontos do espaço a 
sua divergência é nula (2.4). O campo 
r
B r
H possui eventualmente divergência não nula, que 
pode ser interpretada como “carga magnética”. 
Nas vizinhanças de um íman estabelece-se um campo magnético cujas linhas de 
força “saem” de uma extremidade e “entram” na outra. 
 
 O fluxo do campo magnético pode ser 
mapeado através das direcções definidas por uma 
pequena bússula suspensa no campo do íman. Os 
pontos do íman onde o fluxo converge são os pólos 
do íman. De um modo semelhante, um íman 
suspenso livremente no espaço alinha-se ao longo 
do campo magnético da Terra. O pólo do íman que 
aponta para o pólo Norte magnético da Terra 
chama-se pólo magnético norte e o outro pólo 
magnético sul. O movimento de uma bússola à 
superficie da Terra mostra assim que o campo 
magnético da Terra exerce sobre um determinado tipo 
de materiais – materiais magnéticos – um momento, 
cuja magnitude é proporcional ao momento magnético 
total 
r
M do material. Este momento magnético pode 
ser considerado, do ponto de vista macroscópico, 
como o valor integrado da magnetização volúmica r
J M , ou seja : Figura 1 Fluxo do campo magnético em torno de um iman r r
J dv MM =∫ (2.7) 
 
 
De um ponto de vista microscópico podemos descrever o momento magnético de 
uma substância magnetizável do seguinte modo. Quando um material é colocado num 
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campo magnético ele pode adquirir uma magnetização na direcção do campo, a qual 
desaparece quando o material é retirado do desse campo. Este fenómeno é designado por 
magnetização induzida, e resulta do alinhamento dos dipólos magnéticos elementares do 
material. Como resultado deste alinhamento, o material exibe uma distribuição de pólos à 
superfície que corresponde às extremidades dos dipólos. 
 A intensidade da magnetização induzida JM do material é definida como JM = M/V 
= M/LA e suas unidades de são o Ampére/metro. 
 
 Sempre que discutirmos o campo magnético da 
Terra temos que ter presentes os dois campos 
r
e B
r
H . O 
primeiro vai ser considerado sempre que considerarmos 
as observações experimentais do CMT, a acção sobre 
corpos magnetizados, etc...; o segundo será 
essencialmente considerado sempre que estudarmos a 
interacção com os materiais, ou seja, quando 
respondermos à questão : de que maneira é que a 
magnetização volúmica de uma formação é influenciada 
pelo campo geomagnético? Esta questão será central na 
interpretação das anomalias magnéticas. 
Não existindo “monopólos magnéticos” na 
acepção indicada anteriormente, o modelo mais simples 
que podemos elaborar de magnete é formado por um 
dipólo. Um pequeno iman permanente é uma boa 
aproximação física de um dipólo, e em primeira 
aproximação, a própria Terra pode ser considerada 
como um dipólo magnético. 
Figura 2 Representação esquemática de 
um elemento cujos dipólos elementares 
estão alinhados na direcção do campo 
externo B, produzindo assim uma 
magnetização induzida. 
 
Como vimos anteriormente, o relaciona-se 
com o 
r
Br
H e com o 
r
J M através da relação (2.5) e, 
por sua vez, o 
r
J M e o 
r
H estão relacionadosatravés 
da expressão 
 
HJ
rr χ=M 
 (2.8) 
onde χ é a susceptibilidade magnética, que é uma grandeza adimensional, e representa a 
“facilidade” com que uma substância pode ser magnetizada e produzir, por consequência, 
o seu próprio campo magnético. 
 Muitas vezes a relação entre 
r
J M e 
r
H não é linear porque χ depende da 
intensidade da excitação magnética (ou seja do módulo de 
r
H ). Como todas as substâncias 
são magnéticas à escala atómica, podemos interpretar o tipo de comportamento de χ em 
termos da estrutura magnética do material. Deste ponto de vista, é possível classificar os 
vários tipos de magnetismo do seguinte modo: 
 
 Diamagnetismo 
 Paramagnetismo 
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 Ferromagnetismo 
 Antiferromagnetismo 
 Ferrimagnetismo 
 
Existem duas origens atómicas possíveis para o magnetismo à escala atómica – o 
movimento orbital dos electrões em torno do núcleo e o spin dos electrões. Um átomo 
que tem um momento magnético provocado pelo spin ou pelo movimento orbital, ou por 
ambos, designa-se por átomo magnético. 
O diamagnetismo é um magnetismo fraco no qual a magnetização induzida pelo 
campo 
r
 é oposta à direcção desse campo. A susceptibilidade é então negativa e 
normalmente da ordem de 10
H
-6. A origem deste magnetismo reside na alteração do 
movimento orbital dos electrões que tendem a produzir um outro campo que se opõe ao 
campo inductor. Nestas substâncias o campo exterior não tem efeito sobre o spin dos 
electrões. Isto sucede porqueos átomos destes materiais têm um número par de electrões e 
os campos magnéticos devidos ao spin compensam-se dois a dois. O diamagnetismo é um 
fenómeno comum a todas as substâncias, embora não possa ser normalmente observado 
devido a outras formas de magnetismo mais intensas que a ele se sobrepõem. 
No paramagnetismo a susceptibilidade é positiva, mas fraca. A ordem de grandeza 
de χ varia entre 10-4 e 10-6. Nos materiais paramagnéticos as orbitais estão incompletas e 
os momentos dos spins resultantes podem ser alinhados ligeiramente de modo a produzir 
uma magnetização induzida paralela ao campo aplicado. Devido à agitação térmica, o 
alinhamento dos momentos magnéticos é função da temperatura, razão porque o 
paramagnetismo depende (inversamente) da temperatura a que a substância se encontra. 
No caso do ferromagnetismo, que ocorre em algumas substâncias com 
organização cristalina, os spins desemparelhados (nas orbitais de cada átomo) estão 
alinhados paralelamente uns aos outros, em resultado de uma forte interacção positiva 
que actua entre os átomos vizinhos. A susceptibilidade destes materiais é cerca de 106 
vezes maior que a dos diamagnéticos e paramagnéticos. Devido à agitação térmica, o 
ferromagnetismo também decresce com a temperatura, desaparecendo à chamada 
temperatura de Curie. As substâncias ferromagnéticas incluem o ferro, o cobalto e o niquel, 
que raramente ocorrem sob forma natural. 
O antiferromagnetismo é um magnetismo fraco semelhante ao paramagnetismo 
no sentido de exibir uma pequena susceptibilidade positiva. Nestes minerais estabelece-
se um arranjo antiparalelo no qual os spins “positivos” e “negativos” se anulam 
mutuamente. 
Nas substâncias ferrimagnéticas os iões magnéticos ocupam dois tipos de 
posições na rede cristalina, A e B. Os spins dos electrões da camada A apontam na 
direcção “mais”, enquanto que os da camada B estão dirigidos segundo a direcção 
“menos”. Isto sucede devido à forte interacção negativa actuante entre os dois sistemas 
de spins A e B. Dado que o número de iões magnéticos, e também a intensidade dos spins 
dos iões individuais, é diferente nas camadas A e B da rede cristalina, este arranjo 
ordenado dá origem a uma magnetização resultante. Virtualmente todos os minerais 
responsáveis pelas propriedades magnéticas das rochas, caem nesta categoria. 
O alinhamento dos spins dos átomos segundo uma mesma direcção (seja ela 
paralela ou antiparalela) em substâncias ferri e ferromagnéticas apresenta problemas do 
ponto de vista da conservação de energia. Só para dar uma pequena ideia do problema 
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Figura 3 Esquema do alinhamento dos momentos 
magnéticos nas substâncias ferri, ferro e 
antiferromagnéticas 
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podemos dizer que o alinhamentos dos spins individuais vai dar origem ao aparecimento 
de uma energia magnetostática resultante do facto de as extremidades do corpo terem 
duas polaridades magnéticas opostas (situação muito idêntica à representada na figura 2). 
Por outro lado, esse alinhamento dos spins é mantido à custa de uma força de interacção 
que actua entre os momentos magéticos de spin dos átomos próximos. Esta última força é 
muito mais intensa, mas de alcance muito mais reduzido, que a força magnetostática. 
Assim, uma situação de eqilíbrio resulta do balanço da acção destas duas forças que não 
“puxam para o mesmo lado”. Enquanto que a segunda tende a manter um alinhamento 
paralelo dos spins (a energia de interacção é mínima para situações paralelas), da 
primeira resulta um aumento da energia magnetostática. Pelo princípio da energia 
mínima, que rege todos os fenómenos físicos e não só, a situação de compromisso que se 
atinge consiste em minimizar a soma destas duas energias. Desta minimização resulta que 
os minerais magnéticos apresentam configuração separada em sub-zonas ou domínios 
magnéticos. No interior destes domínios existe um alinhamento perfeito paralelo dos 
spins, que estão separados por regiões relativamente estreitas através das quais ocorre 
uma rotação gradual da direcção dos momentos magnéticos individuais. 
 
+ + + + + + + + + +
B 
 
 
 
 
 
 
Figura 4 (a) Mineral com um só domínio magnético. (b) Mesmo mineral dividido 
em quatro domínios. (c) Efeito da aplicação de um campo exterior. O domínio com 
o sentido do campo externo aumenta e o de sentido contrário diminui. 
(c(b) (a) 
 
 
 
 
 
Na ausência de constrangimentos exteriores, as magnetizações dos domínios 
dispõem-se de modo a formar ciclos fechados do fluxo do seu campo magnético, tal 
como mostra o exemplo simples da figura 3b. Neste estado, o corpo encontra-se 
desmagnetizado, quer dizer, não tem um momento magnético exterior, apesar de poder 
vir a tê-lo se for exposto a um campo magnético exterior que altere a porporção relativa 
do volume dos domínios alinhados preferencialmente na direcção desse campo. 
Um factor adicional a ter em conta na movimentação das paredes dos domínios 
(que têm dimensões finitas) é que as redes cristalinas não são normalmente isentas de 
imperfeições. Essas imperfeições têm um papel importante como barreiras ao 
deslocamento das paredes dos domínios. Como acabámos de ver, quando se aplica um 
campo as paredes dos domínios magnéticos deslocam-se fazendo aumentar o volume 
daqueles que têm a direcção do campo. Se o campo for mais forte as paredes podem ficar 
presas nas imperfeições cristalinas e não voltarem às posições individuais quando se 
remove o campo. Ficamos assim com uma magnetização remanescente ou permanente. 
Dizer o que é TRM, DRM e CRM 
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Qualquer rocha que contenha minerais magnéticos possui magnetização induzida 
Ji e remanescente Jr (não usamos a notação anterior de 
r
J M para ser coerente com a 
figura). A intensidade relativa delas as duas é medida pela razão de Königsberger Q = 
Jr/Ji. Estas magnetizações podem ter direcções e intensidades diferentes. Então a 
magnetização total será dada pela soma vectorial das duas 
 O mineral magnético mais importante é o 
do grupo das titanomagnetites (Fe2TiO4), que 
quando não tem titâneo dá magnetite (Fe3O4). 
Para os problemas ambientais, são os materiais 
ferrosos que têm mais importância. 
 
 
 
Figura 5 Relação entre as magnetizações induzida 
Ji, remanescente Jr e total J. 
 
 
 
O Campo geomagnético 
 
As anomalias magnéticas são efeitos 
localizados sobrepostos ao campo magnético 
da Terra. Por isso é preciso conhecer bem o 
campo geomagnético para se poderem fazer 
as reduções a um datum e poder interpretar 
as anomalias. 
O campo geomagnético é 
geometricamente mais complicado que o 
campo gravítico e exibe uma variação 
irregular em orientação e intensidade com a 
latitude, longitude e o tempo. 
Send
o o campo 
geomagnétic
o um vector, para o descrevermos temos de conhecer as suas três componentes num dado 
referencial. Para isso usam-se os chamados elementos geomagnéticos. 
Figura 6 Elementos geomagnéticos 
 O vector total B tem uma componente vertical Z e uma horizontal H que aponta 
na direcção do Norte magnético. I é a inclinação em relação à horizontal do vector B e D 
é a declinação, ou seja, o ângulo entre os nortes geográfico e magnético. A intensidade de 
B varia entre 25000 nT no equador até cerca de 75000 no pólos. 
No hemisfério Norte a inclinação é positiva, valendo 90o no pólo magnético, e no 
Sul é negativa. No equador magnético, por definição, I = 0. 
 
Cerca de 90% do campo geomagnético pode ser representado por um dipólo 
centrado e inclinado cerca de 11,5º e relação ao eixo de rotação. Por esta razão, o equador 
magnético não coincide com o equador geográfico e, como tal, os pólos magnéticos estão 
deslocados em relação aos pólos geográficos.O momento magnético deste dipólo 
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Figura 7 Variação da inclinação do campo 
magnético total em função da latitude. 
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geocêntrico fitício pode ser calculado a partir do campo observado. Se este campo do 
dipólo for subtraido aos dados observados (a nível plenetário) o campo residual pode ser 
aproximado pelo efeito de um segundo dipólo mais pequeno. O processo continua por ai 
além e chama-se a isso o desenvolvimento em harmónicas esféricas. Este método tem 
sido utilizado para calcular uma representação matemática do campo de origem profunda, 
que se designa por IGRF (Intenational Geomagnetic Reference Field). A partir desta 
representação matemática do campo podemos, sabendo as coordenadas geográficas de 
um ponto, calcular a intensidade e direcção desse campo teórico (figura 8). 
 O campo geomagnético não pode resultar de um magnetismo permanente dos 
materiais constituintes do interior da Terra. Entre outros factores, as altas temperaturas 
que prevalecem a grandes profndidades são muito mais elevadas que a temperatura de 
Curie dos minerais magnéticos conhecidos. O único modelo que explica a existência de 
um campo magnético permanente a nível planetário é o do “Modelo do Dínamo”. Este 
modelo explica a geração do campo geomagnético através da existência de um complexo 
padrão de movimentos no núcleo líquido da Terra (constituido sobretudo de ferro e 
níquel). 
 As observações contínuas do campo geomagnético efectuadas ao longo de muitos 
anos em observatórios mostram que as médias anuais das componentes do campo 
apresentam uma variação lenta, mas muito significativa, que espelha a escala temporal dos 
fenómenos físicos que ocorrem no núcleo liquido da Terra. Este fenómeno, que é conhecido 
pela designação de “variação secular”, tem como uma das suas consequências a variação da 
 
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IG
R
F9
0 
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Figura 8 Campo geomagnético calculado com o IGRF90 
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declinação magnética ao longo dos anos e da própria intensidade do campo. A variação 
secular é prevísivel a curto prazo tendo, no entanto, de ser recalculada para cada quinquénio 
que é o período de validade de cada IGRF. Um exemplo conhecido da variação secular é a 
precessão do pólo magnético em torno do pólo geográfico. 
Nos levantamentos magnéticos o IGRF é usado para remover o campo teórico do 
campo total (o valor lido no magnetómetro). 
Na zona da atmosfera designada por ionosfera (entre os 50 km e os 600 km de 
altitude) existem camadas conductoras de electricidade resultantes sobretudo da 
ionização dos átomos de oxigéneo e azoto. Como o mecanismo forçador desta ionização 
é a radiação solar, estabelece-se uma diferença de potencial entre o hemisfério iluminado 
e o hemisfério nocturno. Em consequência geram-se fortes correntes eléctricas entre os 
dois hemisférios, que produzem campos magnéticos variáveis ao longo do dia conhecidos 
por variação diurna. 
Em condições normais (dias calmos) a variação diurna é suave e regular e tem 
uma amplitude de aproximadamente de 20-80 nT, tendo o seu máximo nas regiões 
polares. Em alguns dias (dias perturbados) as variações são muito rápidas e de grande 
amplitude (aproximadamente 1000 nT) - tempestades magnéticas. Estas devem-se a 
intensa actividade solar. Nestes dias não se podem fazer levantamentos magnéticos. 
 
 
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Figura 9 Exemplo de uma variação diurna, de uma micropulsação, e de uma tempestade magnética 
 
Anomalias magnéticas 
 
As anomalias magnéticas provocadas pelas rochas (ou lixos ferrosos) estão 
sobrepostas ao campo geomagnético, no entanto o caso magnético é mais complicado 
porque o campo geomagnético varia não só em amplitude, mas também em direcção, 
enquanto que o gravítico, por definição, é sempre vertical. 
 
Figura 10 Representação vectorial do campo geomagnético com 
e sem a sobreposição de uma anomalia magnética.
 
 
 
O campo geomagnético pode ser representado através dos seus elementos como 
está feito no diagrama a) onde 222 ZHB += 
Agora vamos sobrepor uma anomalia magnética que provoca uma anomalia ΔB 
do campo geomagnético. Admita-se que essa anomalia produz uma anomalia vertical ΔZ 
e uma horizontal ΔH a um ângulo α com H (fig b). Só a parte de ΔH na direcção de H 
(ΔH’) contribui para a anomalia 
 αcosHH Δ=′Δ 
então (fig. b) 
( ) ( ) ( )222 ZZHHBB Δ++′Δ+=Δ+ 
Se expandirmos esta expressão e ignorarmos os termos em Δ2 
 
222222 222 ZZZZHHHHBBBB Δ+Δ++′Δ+′Δ+=Δ+Δ+ 
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 ZZHHBBBB Δ+′Δ+=Δ+ 222 22 
 ZZHHBB Δ+′Δ=Δ ou ⎟⎠
⎞⎜⎝
⎛′Δ+⎟⎠
⎞⎜⎝
⎛Δ=Δ
B
HH
B
ZZB 
 
substituindo pela expressão de ΔH’(= ΔH cosα) e levando em conta a definição dos 
elementos geomagnéticos (Z/B = senI e H/B = cosI) vem 
 
 αcoscos IHZsenIB Δ+Δ=Δ 
 
Esta aproximação pode ser usada para calcular a anomalia magnética provocada 
por um pequeno pólo magnético isolado de intensidade m, definida como o efeito deste 
pólo num pólo positivo unitário situado no ponto de observação. O pólo está à 
profundidade z, à distância horizontal x e à distância radial r. 
 A força de repulsão de ΔBBr 
é então dada por 
 2
0
4 r
mBr π
μ=Δ 
Se admitirmos que o perfil assenta 
na direcção Norte – Sul (α = 0) e 
'HH Δ=Δ então 
3
0
2
0
4
cos
4 r
mx
r
mH π
μθπ
μ ==Δ 
e 
3
0
2
0
44 r
mzsen
r
mZ π
μθπ
μ −=−=Δ 
(a anomalia vertical é negativa 
porque se convensiona que z é 
positivo para baixo) 
As componentes da 
anomalia estão também representadas na figura 11. A componente horizontal é 
positiva/negativa e a vertical é sempre negativa. A anomalia total ΔB obtem-se a partir da 
sua definição. 
Figura 11 Anomalia horizontal (ΔH), verical (ΔZ) e do 
campo total (ΔB) produzidas por um monopólo positivo. 
Se o perfil não fosse ao longo da direcção Sul-Norte magnética, o ângulo α 
representaria o ângulo entre o norte magnético e a direcção do perfil. 
Se agora considerarmos a anomalia de um dipólo induzido situado no hemisfério 
norte, o que se obtém está representado na figura 12. 
O escalar do campo resultante é o que é medido pela maioria dos magnetómetros 
e, quando retiramos o campo normal (escalar), obtemos a anomalia . A anomalia mostra 
que uma fonte de magnetização positiva, que produz um dipólo com um pólo negativo 
mais perto da superfície (no hemisfério Norte), produz uma anomalia negativa a norte e 
uma positiva a sul (do corpo). Também mostra que o máximo da anomalia positiva está 
deslocado para sul da fonte magnética. 
 
 
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Figura 12 Ilustração esquemática da soma do campo geomagnético e um campo anómalo que produzem 
a anomalia (intensidade) representada no topo da figura
 
Levantamentos pedestres 
 
São feitos em áreas pequenas com um espaçamento das estações de 10 a 100 m. É 
preciso ter cuidado com a presença de materiais metálicos tanto do observador como da 
região (redes metálicas, cabos de alta tensão, carros, caminhos de ferro, etc…). 
Repetições numa estação base não são necessárias por causa da deriva dos 
magnetómetros (que não têm deriva), mas são-no por causa da variação diurna (o melhor 
é ter um outro magnetómetro fixo para corrigir a variação diurna). 
 
Levantamentos aéreos e marinhos 
 
Nos levantamentos aéreos o sensor ou vai num “pássaro” para afastardo efeito do 
avião ou então vai dentro do avião, mas o efeito deste tem de ser compensado por 
bobines. Nos levantamentos marinhos os sensores vão num peixe a uma distância de 2,5 
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o comprimento do navio. Os levantamentos aéreos são mais rentáveis que os pedestres . 
O seu maior problema é o de posicionamento (que actualmente já quase não é 
importante). 
 
Correcções das medições magnéticas 
 
 Antes da interpretação das medidas relativas às anomalias magnéticas, deve 
proceder-se a uma série de correcções. Em primeiro lugar, as medidas devem reduzir-se a 
um determinado instante, t0, por correcção das variações temporais devidas à acção do 
campo externo. Esta correcção é feita recorrendo ao registo contínuo efectuado numa estação 
base ou num observatório próximo; no caso de não ser possível efectuar um registo contínuo, 
é possível fazer a correcção por meio de medições discretas numa estação base, que terão de 
ser efectuadas em intervalos muito curtos (por exemplo, de 20 em 20 minutos). 
 
Podemos exemplificar a primeira situação da forma seguinte : 
 
 
Estação Fixa Estação Móvel Variação Diurna Valor Corrigido
43325 43210 25 43235
43329 43230 21 43251
43334 43325 16 43341
43338 43124 12 43136 
 
 
em que se admite que à Estação Fixa corresponde um valor médio do campo magnético de 
43350 nT. Quando nos referimos a valor médio queremo-nos habitualmente referir a um 
valor médio anual centrado, considerado livre de efeitos transitórios de curto período. Como 
muitas vezes não é possível dispor desse valor médio calculado a partir de dados de um 
observatório magnético deverá usar-se, pelo menos, o valor médio do campo calculado 
durante o período de uma noite. 
As variações do campo magnético com a altitude e a latitude não são muito 
importantes, quando as medidas são efectuadas em pequenas extensões, como no caso da 
prospecção. Por exemplo, em relação à altitude, a intensidade do campo magnético principal 
varia apenas de cerca de 0.03 nT/m nos pólos, e metade deste valor no equador; em relação à 
latitude, para uma região localizada próximo de 40oN, a correcção a aplicar é de 0.007 nT/m. 
Contudo, se a topografia for muito acentuada, ou se as medidas forem efectuadas numa 
grande extensão, como no caso de campanhas aeromagnéticas, estas correcções podem já 
revelar-se importantes, pelo que é necessário ter em conta o seu valor. Note-se contudo que o 
gradiente vertical do campo geomagnético é muito diferente do gradiente vertical do campo 
magnético principal (de origem puramente no núcleo), o que implica o use de técnicas mais 
complexas de tratamento. 
 
Erros nos cruzamentos 
 
 
 
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Se as correcções todas tiverem sido 
bem feitas, os erros dos cruzamentos 
deveriam ser zero . Na verdade nunca são e 
os seus valores dão-nos a medida da precisão 
das medidas. 
 
 
 
Interpretação das anomalias magnéticas. 
 
A interpretação da anomalias 
magnéticas é semelhante, no procedimento e 
limitação, ao caso gravimétrico, já que ambas 
as técnicas são baseadas em campos 
potenciais que decaem com o inverso do 
quadrado da distância. No entanto o caso 
magnético é mais complicado. Enquanto que 
uma anomalia gravimétrica é toda positiva ou 
toda negativa, uma anomalia magnética 
contém quase sempre uma parte positiva e 
uma parte negativa devido ao caractere dipolar do magnetismo. Além disso, as anomalias 
gravimétricas são escalares e as magnéticas são vectores, onde a direcção de 
magnetização do corpo controla fortemente a forma da sua anomalia magnética. Por estas 
razões as anomalias magnéticas estão frequentemente muito menos relacionadas com a 
forma do corpo, do que estão as anomalias gravimétricas. 
Figura 13 Plano de voo típico num levantamen-
to aeromagnético. 
A intensidade de magnetização de uma rocha depende largamente do seu 
conteúdo em minerais magnéticos e pode variar por um factor de 106 entre diferentes 
tipos de rochas. 
O problema da ambiguidade na interpretação gravimética é o mesmo do caso 
gravítico. Ou seja, a mesma anomalia pode ser provocada por diferentes configurações. 
 
Interpretação directa (profundidade limite) 
 
A profundidade limite é o parâmetro mais importante deduzido a partir das 
interpretações directas, usando o facto da sua intensidade decair muito rapidamente com 
a distância à fonte. As anomalias causadas por fontes superficiais são mais dominadas 
por componentes com números de onda elevados que aquelas que resultam de fontes 
mais profundas. 
Este efeito pode ser quantificado calculando o espectro de potência da anomalia, 
já que (demonstra-se) o seu gradiente, numa representação é linear e o seu valor (do 
gradiente) depende da profundidade da fonte. Neste caso não é preciso fazer correcções 
geomagnéticas ou diurnas, já que elas aparecem como variações de grande c.d.o, que não 
entram para a estimativa da profundidade que é só controlada pelos pequemos c.d.o. 
Para formas regulares, tal como no caso gravimétrico, também podemos usar 
relações aproximadas para estimar a profundidade limite (no entanto estas relações 
pressupõem que as anomalias foram reduzidas ao pólo). 
Universidade do Algarve 13 
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Dipólo Z <= 2,05 x1/2
 
Linha de dipólos (cilindro horizontal) Z <= 2.0 x1/2 
 
Pólo ( cilindro vertical) Z <= 1.3 x1/2
 
Intrepretação indirecta 
 
A interpretação indirecta das anomalias magnéticas baseia-se também na tentativa 
de, por meio da resolução do problema directo, ajustar as anomalias calculadas às 
medidas. 
 
Figura 14 Anomalia do campo total devida a um corpo 
alongado simulado por um dipólo. 
As anomalias simples podem 
ser simuladas por um único dipólo. 
Tal aproximação à magnetização de 
um corpo geológico real é 
normalmente válida para veios de 
minérios (ou contentores metálicos 
de lixo) cuja direcção de 
magnetização tende a alinhar-se ao 
longo da sua maior dimensão. Em 
tais casos a anomalia é calculada 
somando os efeitos dos dois pólos 
nos pontos de observação. Para os 
corpos mais complicados a 
aproximação tem que ser outra. 
 
 
Um caso especial de um corpo magnetizado que não causa anomalia é o de uma 
placa horizontal infinita com uma magnetização uniforme. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Isto acontece porque há uma igual distribuição de pólos positivos e negativos nas 
duas superfícies da placa, cujo efeito se cancela. Contudo, na fronteira da placa ocorre 
uma anomalia. 
Universidade do Algarve 14 
Figura 15 Anomalia do campo total de uma placa horizontal semi-infinita. 
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Transformações do campo potencial 
 
Reduções ao pólo (admite que a magnetização é toda induzida) 
Prolongamentos para cima e para baixo 
Derivadas horizontais e verticais -> põem em evidência a existência de fortes gradientes 
que estão relacionadas com fontes pouco profundas e permitem localizar as fronteiras dos 
corpos causais. 
 
 
Aplicações dos métodos magnéticos 
 
Os levantamentos magnéticos são um método rápido e rentável de fazer 
prospecção e são dos mais utilizados, pelo menos nas fases de desbravamento. Têm muita 
utilidade para fins científicos e de prospecção de minérios, sobretudo de ferro. Em 
investigações arqueológicas podem ser usados para localizar artefactos de origem 
humana, desde que possuam propriedades magnéticas. 
 
Mapeamento de objectos metálicos e enterrados 
 
Existe uma crescente necessidade de cartografar as ocorrências de contentores 
metálicos enterrados que possam conter resíduos perigosos e de detectar tubos metálicos 
de furos abandonados.Ambos serão intensamente magnéticos, se não se tiverem oxidado 
em óxidos de ferro não magnéticos, e são por isso facilmente detectados por 
levantamento pedestres de alta resolução e, sob condições favoráveis, por levantamentos 
aeromagnéticos de alta precisão. 
 
Universidade do Algarve 15 
Figura 16 Estimativa das anomalias magnéticas (válidas dentro 
da ordem de grandeza) provocadas por corpos típicos 
(admitindo um momento do dipólo de 5x10 cgs/ton) em função 
da distância à fonte. 
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Figura 17 Perfil da anomalia magnética E-O localizado por cima de um tambor enterrado a 2 m. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 A figura 17 mostra um perfil 
magnético E-O que detectou um 
contentor a dois metros de 
profundidade e a figura 18, um perfil 
sobre dois contentores metálicos de 55 
galões. O contentor localizado a 
algumas dezenas de centímetros 
provocou uma anomalia de 70 nT e o 
outro (a 2 m) uma anomalia de 20 nT. 
 
 
Universidade do Algarve 16 
Figura 19 Diagrama esquemático das 
anomalias sob e nas vizinhanças de um 
Figura 18 Anomalia medida com um magnetómetro 
"marinho" rebocado junto ao fundo. 
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O expectável nas vizinhanças de um condutor está representada na figura 19. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Na figura 20 estão representadas as anomalias magnéticas de um local onde 
provavelmente estarão enterrados muitos contentores metálicos. 
 
 
 
 
 
 
Universidade do Algarve 17 
Figura 20 Mapa do campo total sobre uma zona que se crê conter muitos contentores 
enterrados. 
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As figuras 21 e 22 representam, respectivamente, o mapa de anomalias e o 
gradiente vertical destas medido sobre dois furos entubados. 
 
A figura 23 representa o resultado de uma modelação, assumindo que os tubos 
estendem de 1-90 m de profundidade. Dada a intensidade das anomalias é muito natural 
que estas pudessem também ter sido detectadas a partir dum avião (a voar a não mais de 
100 m de altura). 
 
 
 
 
 
 
 
Universidade do Algarve 18 
Figura 21 Mapa do campo total sobre uma zona com dois furos entubados. 
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Figura 22 Gradiente vertical do mapa da intensidade total representado na fig anterior. 
Universidade do Algarve 19 
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Figura 23 Resultado de uma modelação da intensidade do campo total dos dois furos entubados. 
 
A figura 24 mostra as anomalias, numa malha de 2x2 m, sobre uma lixeira 
conhecida por conter resíduos industriais domésticos. 
Universidade do Algarve 20 
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Vemos anomalias muito intensas (> 1000 nT) e anomalias fracas de 20 a 150 nT. 
Os valores elevados estão relacionados com corpos ferrimagnéticos situados a 
aproximadamente 1 m de profundidade. Os mais reduzidos serão originados, ou por 
corpos pequenos (até 3 m de fundo), ou por corpos mais volumosos mas menos 
magnéticos. Tal acumulação de pequenas anomalias pontuais é característica de lixos 
domésticos. Sob o mesmo depósito, o gradiente vertical foi calculado a partir de 
medições a 0,65 m e 1,65 m do solo. O valor do gradiente, representado na figura 25, é 
menos afectado por pequenas anomalias (ruído magnético). As fronteiras das lixeiras 
podem ser determinadas na representação de 3D das anomalias e gradientes traçados, 
traçando contorno das anomalias marginais. 
 
 
Figura 24 Mapa 3D do campo total sob um depósito de lixos domésticos e 
industriais. 
 
 
 
 
 
Universidade do Algarve 21 
Figura 25 Gradiente vertical do mapa anterior. 
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 As figuras 26 e 27, referem-se a um caso de um abrigo anti-aéreo subterrâneo, 
cuja a localização não era bem conhecida e que se suspeitava poder conter contentores 
metálicos com lixos tóxicos. O abrigo situa-se entre as anomalias positivas e negativas e 
estas devem-se ao carácter dipolar (B a 55º) da construção de cimento armado. Não se 
encontraram sinais dos contentores. A localização deste abrigo é no interior de um 
bosque, onde tiveram de se abrir passagens para fazer medições de 2*2 m. 
Figura 27 Perspectiva 3D do mapa do lado. Figura 26 Mapa campo total sobre um abrigo anti-
aéreo subterrâneo 
 
Figura 28 Carta de isopacas do aterro de 
Indiana. 
Universidade do Algarve 22 Figura 29 Anomalia do aterro de Indiana. 
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Figura 31 Continuação para cima de 3 m. 
 
Figura 30 Continuação para cima de 1 m. 
 
Figura 32 Continuação para cima de 6 m. Figura 33 Campo total observado e prolongamentos 
a 1, 3 e 6 m ao longo de um perfil. 
Universidade do Algarve 23 
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Figura 34 Gradiente verical observado. 
 A figura 29, representa o mapa de anomalias magnéticas do aterro de Indiana. As 
anomalias são por vezes bastante intensas e serão devidas a objectos ferrosos pouco 
profundos.. Nas figuras 30, 31 e 32, o campo magnético foi prolongado para cima de 1, 3 
e 6 m. Este aumento do nível de observação permite a atenução do campo magnético 
perturbante devido aos pequenos objectos. O aterro pode agora ser visto como uma única 
fonte magnética (o máximo da anomalia está mais ou menos localizado sobre a parte 
mais espessa do aterro). 
Figura 35 Gradiente vertical observado. 
As figuras 34 e 35, representam o gradiente vertical medido (a 1 e 2 m de altura) e 
o cálculado. Vemos agora bastante bem os limites horizontais do aterro. 
A figura 36, mostra uma carta de anomalias de uma lixeira doméstica feita a partir 
de um levantamento de helicóptero realizado a 30 m de altura. As anomalias positivas 
atingem mais de 750 nT e as negativas menos de 560 nT. Vêm-se algumas anomalias a 
sul da lixeira que devem ser devidas a lixos ferrosos que foram despejados fora da lixeira. 
Apesar de baixa altitude de levantamento, só algumas anomalias individuais se 
conseguem destinguir. A partir deste facto podemos concluir que os levantamentos 
aéreos não têm precisão suficiente para identificar anomalias individuais no interior das 
lixeiras. 
 
 
 
 
 
 
 
Universidade do Algarve 24 
Geofísica Ambiental – Métodos Magnéticos Engenharia do Ambiente 
 
 
Figura 36 Anomalia magnética obtida por um levantamento de hilicóptero 
realizado a 30 m de altura sob uma lixeira na Alemanha.
 
 
 
 
 A figura 38 mostra o resultado de um levantamento aeromagnético numa região 
de um campo petrolífero. Os poços tinham sido entubados provavelmente em ferro. 
Depois do abandono dos referidos poços é necessário garantir que eles não sejam usados 
para neles despejar materiais que poçam contaminar os lençóis freáticos. As cruzes 
brancas da figura representam a localização dos poços feita a partir de fotografias aéreas. 
Existe um acordo bastante bom entre essas localizações e os máximos das anomalias (que 
foram reduzidas ao pólo). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Universidade do Algarve 25 
Geofísica Ambiental – Métodos Magnéticos Engenharia do Ambiente 
 
Figura 37 Mapa aeromagnético de um campo petrolífero abandonado. As cruzes indicam a localização dos 
poços feita a partir de fotografias aéreas. 
Universidade do Algarve 26 
	2. Levantamentos Magnéticos