INVESTIGAÇÃO GEOFÍSICA DAS ESTRUTURAS INTERNAS
DOS DEPÓSITOS SEDIMENTARES DO QUATERNÁRIO NA
FUNDAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO
Reitor
João Luiz Martins
Vice-Reitor
Antenor Barbosa Júnior
Pró-Reitor de Pesquisa e Pós-Graduação
Tanus Jorge Nagem
ESCOLA DE MINAS
Diretor
José Geraldo Arantes de Azevedo Brito
Vice-Diretor
Wilson Trigueiro de Souza
DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
Chefe
iv
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
Nº280
INVESTIGAÇÃO GEOFÍSICA DAS ESTRUTURAS INTERNAS
DOS DEPÓSITOS SEDIMENTARES DO QUATERNÁRIO NA
RESTINGA DE MARAMBAIA
–
RIO DE JANEIRO
POR
MARIA DA CONCEIÇÃO PESSOA
Orientadora
Maria Sílvia Carvalho Barbosa
Co-orientador
Jandyr de Menezes Travassos
Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais do Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro Preto como requisito parcial à obtenção do Título de Mestre, Área de Concentração: Geologia Ambiental e Conservação de
Recursos Naturais
OURO PRETO
2009
Universidade Federal de Ouro Preto – http://www.ufop.br Escola de Minas - http://www.em.ufop.br
Departamento de Geologia - http://www.degeo.ufop.br/
vi
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ISSN 85-230-0108-6
Depósito Legal na Biblioteca Nacional Edição 1ª
Catalogação elaborada pela Biblioteca Prof. Luciano Jacques de Moraes do Sistema de Bibliotecas e Informação - SISBIN - Universidade Federal de Ouro Preto
Catalogação: sisbin@sisbin.ufop.br P475i Pessoa, Maria da Conceição.
Investigação geofísica das estruturas internas dos depósitos sedimentares do quaternário na Restinga de Marambaia – RJ [manuscrito] / Maria da Conceição Pessoa.
124f. : il. color.; tabs.; anexo: artigo publicado em revista (Contribuições às Ciências da Terra, Série M, v.67, n. 280)
ISSN: 85-230-0108-6
Orientadores: Profa. Dra. Maria Silvia Carvalho Barbosa e Prof. Dr. Jandyr de Menezes Travassos.
Dissertação (Mestrado) – Universidade Federal de Ouro Preto. Escola de Minas. Departamento de Geologia. Programa de Pós-graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais.
1. Restinga de Marambaia (RJ) – Teses. 2. Geofísica – Teses. 3. Pesquisa geofísica - Teses. I. Barbosa, Maria Silvia Carvalho. II. Travassos, Jandyr
de Menezes. III. Universidade Federal de Ouro Preto. IV. Título.
xiii
Sumário
AGRADECIMENTOS...xi
LISTA DE FIGURAS...xv
LISTADE TABELAS...xix
RESUMO...xxi
ABSTRAT...xxiii
CAPÍTULO 1. CONSIDERAÇÕES GERAIS...1
1.1 Introdução...1
1.2 Objetivo...2
1.3 Localização e Vias de Acesso...2
1.4 Metodologia...3
1.4.1 Revisão Bibliográfica...3
1.4.2 Planejamento de campo...4
1.4.3 Aquisição de Dados...4
1.4.4 Processamento dos Dados...4
1.4.5 Interpretação dos Dados...5
CAPITULO 2. CARACTERIZACÃO GEOLÓGICA...9
2.1 Geologia Regional...9
2.2 Geologia Local...10
2.3 Formação e Evolução da Restinga de Marambaia...11
2.4 Fatores que influenciam a Dinâmica Sedimentar da Restinga de Marambaia ...12
2.5 Conceitos e classificações sobre os depósitos eólicos costeiros ...14
2.5.1 Depósitos Eólicos ...14
2.5.2 Principais Formas de Leito ...16
2.5.3 Principais Estruturas Sedimentares ...17
CAPÍTULO 3. METODO GEOFÍSICO: GROUND PENETRATION RADAR...23
3.1 Aplicabilidade do GPR ...25
3.2 Ground Penetration Radar ...26
3.2.1 Condutividade Elétrica...29
3.2.2 Permissividade dielétrica...29
3.2.3 Permeabilidade Magnética...31
3.2.4 Propagação de Ondas Eletromagnéticas...32
3.2.5 Coeficiente de Reflexão...34
CAPÍTULO 4. AQUISIÇÃO & PROCESSAMENTO...35
xiv
CAPÍTULO 5. INTERPRETAÇÃO & MODELAGEM...53
5.1 Descrições das Sondagens...53
5.2 Descrições das Seções Radar-Estratigráficas...56
5.3 Modelo Tridimensional Radar-Estratigráfico...63
5.4 Interpretações em time-slice...65
CAPÍTULO 6. CONCLUSÕES & RECOMENDAÇOES...69
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS...73
xv
Lista de Figuras
Figura 1.1 Localização e vias de acesso da área de estudo na Restinga de Marambaia, Baía de Sepetiba - Rio
de Janeiro...3
Figura 1.2 Terminologia para definir e descrever estruturas de subsuperfície, sets e radarfácies...7
Figura 2.1 Mapageológico da região da Ilha de Marambaia e adjacências,...10
Figura 2.2 Estágios de desenvolvimento de um pavimento de deflação...15
Figura 2.3 Atuação do processo de abrasão sobre uma rocha. ...16
Figura 2.4 Os três processos de transporte de sedimentos pelo vento: saltação, suspensão e arrasto...18
Figura 2.5 Ordens de superfícies limitantes,...19
Figura 2.6 Classificação morfodinâmica de dunas eólicas com base no ângulo formado entre a linha de crista da duna e o vetor médio da direção dos ventos...19
Figura 2.7 Representação esquemática da formação de uma duna estrela a partir de uma transversal...20
Figura 2.8 Variação morfológica de dunas parabólicas:...21
Figura 2.9 Formação de uma duna de sombra a partir de fluxos de ventos secundários...22
Figura 2.10 Tipos principais de blowouts...22
Figura2.11 Blowouts localizados na porção leste da Restinga de Marambaia...23
Figura 3.1 Representação esquemática de uma aquisição de 4 traços de um perfil de reflexão com GPR e sua respectiva resposta no ar, na interface ar-solo e nas descontinuidades do subsolo..………....……27
Figura 3.2 Representação esquemática de uma aquisição CMP (A); eventos idealizados do tempo de chegada em função de separação das antenas numa sondagem CMP (B)...28
xvi
Figura 4.3 Lóbulos de iluminação do campo eletromagnético produzido por antenas broadside
perpendiculares e paralelas e respectivas seções radar-estratigráficas adquiridas na área de estudo, fornecendo invariavelmente imagens distintas da mesma subsuperfície...39
Figura 4.4 Vista para norte da área de estudo onde foram adquiridos os dados geofísicos. A linha tracejada indica a direção de declividade da topografia. Ao fundo é possível ver as antenas GPR e em primeiro plano, as linhas-guia na direção in-line para o levantamento GPR 3-D...40
Figura 4.5 Visão Tridimensional de uma aquisição GPR 3D convencional com alias-espacial na direção cross-line e mistura de polarizações...42
Figura 4.6 À esquerda seção radar estratigráfica in-line76, adquirida na Restinga de Marambaia. À direita,
seção radar estratigráfica artificial produzida no processamento através da reamostragem dos traços. ...43
Figura 4.7 Mapa de planejamento e aquisição de campo com orientação dos perfis in-line e cross-line para
uma área de 20x20m, com espaçamento entre traços igual ao espaçamento entre perfis, 0.25m...44
Figura 4.8 Estratégia de aquisição GPR 3-D com antenas perpendiculares à direção dos perfis nas duas direções e espaçamento entre os traços variando de 0.05 a 0.25m e distância entre perfis igual a 0.25m. ...44
Figura 4.9 Demonstração da aquisição do perfil CMP...45
Figura 4.10 Mapa de localização das sondagens realizadas na área de estudo...45
Figura 4.11 Dado bruto à esquerda e à direita, respectivo registro do traço para uma aquisição realizada com antena de 100MHZ e 1000 volts. ...47
Figura 4.12-Registro do traço após filtro passa-alta, dewow, observa-se a eliminação das baixas freqüências
no intervalo de 0 a 50 ns...48
xvii
Figura 4.14-Seção radar estratigráfica após a filtragem temporal, band-pass filter e respectivo registro do
traço...50
Figura 4.15- Seção radar estratigráfica após a filtragem espacial e respectivoregistro do traço...51
Figura 4.16- Perfil CMP e modelo de velocidade de propagação da onda eletromagnética para a área de estudo. ...52
Figura 4.17-Resultado final do processamento aplicado nos dados da Restinga e respectivo registro dos traços demonstrando a variações da freqüência das amplitudes em função do tempo...53
Figura 5.1.: Perfis descritivos das sondagens realizadas na área de estudo, porção leste da Restinga de Marambaia...55
Figura 5.2 Interpretação da seção in-line NE-SW_76, com identificação de 3 superfícies limitantes (primeira,
segunda e terceira ordem) 5 radarfácies (A, A’, B, C e D)...57
Figura 5.3 Interpretação da seção cross-line NW-SE_76, com identificação de 3 superfícies limitantes
(primeira, segunda e terceira ordem) e 5 radarfácies (A, A, A’, B, C D, E e F) ...59
Figura 5.4 Diagrama de cerca mostrando a continuidade dos refletores durante a correlação entre duas seções perpendiculares. Neste exemplo têm-se a correlação entre as seções NE-SW_76 com a perpendicular NW-SE_29... 62
Figura 5.5 Seção GPR adquirida na direção in-line mostrando uma superfície de inundação máxima, representada por um refletor plano paralelo no intervalo 225 - 250ns, destacado pela cor azul...63
Figura 5.6 Visualização tridimensional da radarfácies B, a seta mostra o sentido da progradação, sul para o norte, direção ao continente, suposto registro da ultima transgressão marinha na área estudada...64
Figura 5.7 Time-slice correspondente ao intervalo de 225 - 255 ns... 65
Figura 5.8 Modelo geofísico tridimensional de todos os time-slices com espaçamento de 30ns. A seta azul
xix
Lista de Tabelas
Tabela 1: Correlação freqüência central da antena versus profundidade da investigação. Quanto menor a freqüência, maior a profundidade de investigação. As profundidades de investigação citadas correspondem a valores médios. (http://www.geophysical.com)...29
Tabela 2: Valores de constante dielétrica (εr), condutividade elétrica (σ), velocidade média (V) e atenuação (α)
O método geofísico Ground Penetration Radar (GPR) é uma técnica de imageamento de subsuperfície muito efetiva
em estudos estratigráficos de depósitos sedimentares do Quaternário. A vantagem em aplicar GPR em sedimentologia está na capacidade de imagear pequenas estruturas sedimentares e limites litológicos através das variaçõesdas propriedades elétricas. O trabalho descrito aqui foi realizado na Restinga de Marambaia, que encerra a Baía de Sepetiba, localizada ao sul do estado do Rio de Janeiro, sudeste do Brasil. A referida área de estudo é um registro geológico importante da evolução do Quaternário no Brasil, visto que é um marco do processo deposicional sedimentar transgressivo que ocorreu durante a última glaciação, quando o nível do mar estava 80m abaixo do nível atual. Esta foi a principal motivação para realizar um levantamento GPR sobre os depósitos da Restinga de Marambaia.
O levantamento mais comum de GPR 3D é baseado na aquisição de perfis 2D, utilizando a disposição commom-offset. A grande maioria dos levantamentos GPR é feitos com antenas paralelas entre si e perpendiculares à direção
dos perfis. A configuração bi-estática dipolar mais comum em levantamentos de campo é a broadside perpendicular.
Esta estratégia leva em consideração o campo eletromagnético funcionando bem em relação aos efeitos de polarização. Isto é importante devido à significante variabilidade lateral das estruturas internas; este desempenho é desejável em levantamentos 3D, os quais envolvem uma coleta de dados preferencialmente em duas direções. De qualquer maneira, levantamentos 3D necessitam de muito tempo durante a aquisição, devido à precisão do registro da posição, bem como elevações de cada traço.
A estratégia de aquisição experimental GPR 3D proposta neste trabalho assegura cuidados especiais que o diferencia dos levantamentos convencionais, tais como: amostragens espaciais in-line e cross-lines
iguais, o que evita deste modo à interpolação de perfis, algo inaceitável em um trabalho de aquisição francamente 3-D; espaçamento entre perfis da mesma ordem que entre os traços, o que permite reproduzir fielmente a subsuperfície e evita alias espacial na direção cross-line e utilização de uma única polarização entre as antenas,
visto que polarizações diferentes resultam imageamentos distintos do mesmo perfil de aquisição.
O processamento dos dados foi realizado com o intuito de melhorar a visualização das estruturas e a confecção de um modelo tridimensional orientado, o qual possibilitou a correlação das reflexões nas mais variáveis orientações e que facilitou sobremaneira o reconhecimento das estruturas sedimentares primárias.
Os resultados obtidos demonstram que através da aquisição experimental da técnica GPR 3D foi possível imagear estruturas internas de sedimentos inconsolidados do Quaternário devido à alta resolução dos dados de GPR em função da boa penetração do sinal nos depósitos arenosos. A interpretação desses dados pode ser associada às fácies sedimentares e estabelecimento de uma sucessão vertical de fácies. As principais estruturas sedimentares encontradas nos depósitos arenosos eólicos estão agrupadas em estruturas primárias e secundárias. Dentre as primárias, identificaram-se duas superfícies limitantes de primeira ordem plano-paralelas; três de segunda ordem, que individualizam os foresets; e uma de terceira ordem, em menor escala. Na direção in-line, caracterizaram-se cinco
radar-fácies e na direção cross-line sete radar-fácies.
Abstract
The geophysical method, GPR is an effective technique for electromagnetic imaging studies in stratigraphic of the Quaternary deposits. The work described here used a 2-D GPR survey done in the sandy of Marambaia Isthmus, Rio de Janeiro. The Restinga de Marambaia is an important record of the evolution of the Quaternary in Brazil, whose training and development are still the subject of controversy. The beginning of the process depositional sediment transgressive occurred during the last glaciation, when sea level was 80m below the current level. This was the main motivation for conducting a survey GPR weakly 3D on the deposits of Restinga of Marambaia.
The allure of GPR for sedimentology application lies in the ability to image sedimentary structures and lithological boundaries based on changes in their electrical conductivity. Basically the EM reflection coefficient is sensitive to changes that affect the air freshwater ratio, i.e., the fractional volume of fluid occupying pore space in sedimentary rocky. Freshwater content exerts a primary control over dielectric properties of common geologic materials. Sedimentology GPR studies have shown the relationship between radar reflection and bedding, as a result of changes in sediment composition and in grain size, shape, orientation and packing, which in turn give rise to changes in porosity. As well, the resolution potential of GPR relative to seismic methods has made it a viable tool in sedimentology as an aid in reconstructing past depositional environments and the nature of sedimentary processes in a variety of settings.
The strategy of acquiring experimental GPR 3D proposed in this work ensures that the sampling space in line and cross-line are equal, thus preventing the interpolation of profiles, something unacceptable in a work of acquiring 3D and with spacing between profiles of the same order as between the lines, that it can faithfully reproduce the subsurface. The non-uniform sampling in both directions perpendicular defined by the survey inevitably produces alias space toward cross-line, i.e, particulary aggravated by the interpolation of profiles. In addition to careful to avoid the alias perform spatial profiles in two directions perpendicular defined by the survey, thus avoiding the mixture of polarization. In our survey the offset is fixed, there are two directions (perpendicular) and azimuth of two modes of polarization, resulting in a total of more than degrees of freedom 3: (x, y, z, φ1,2; p1,2).
INTRODUÇÃO
1.1 - INTRODUÇÃO
A caracterização de estruturas internas em depósitos sedimentares era feita apenas a partir da exposição natural em cortes ou pela abertura de trincheiras em depósitos recentes, o que limitava as informações, já que a profundidade destas estava restrita ao nível do lençol freático local. Assim, a utilização do Ground Penetration Radar (GPR) vem preencher esta lacuna, tornando-se bastante
eficaz na determinação da arquitetura crono-estratigráfica e da geometria dos corpos sedimentares, em especial de depósitos do Quaternário. Desta forma, o uso de GPR mostra-se importante na definição de geometrias para elaboração de modelos de formação e estudos de migração de dunas eólicas costeiras, podendo ser ressaltados os trabalhos de Schenk et al. (1993) ; Harari (1996); Bristow et al.
(2000); Neal & Roberts (2001); Oliveira Jr. (2001) e Silva (2002).
A presente dissertação de mestrado está inserida no Programa Pós Graduação em Evolução Crustal e Conservação dos Recursos Naturais, na área de concentração: Geologia Ambiental e Conservação dos Recursos Naturais, linha de pesquisa que melhor define a presente dissertação, processos superficiais: intemperismo, erosão, transporte e deposição.
[O método GPR é uma técnica de imageamento eletromagnética reconhecidamente efetiva no estudo da estratigrafia de sedimentos (Davis & Annan, 1989; Gawthorpe et al. 1993; McMechan et al.
1997; Van Overmeeren 1998; Vandenberghe & Van Overmereen 1999 e Van Dam & Schlager 2000). Estudos de estratigrafia mostram que o GPR, devido à sua resolução e manutenção da continuidade dos refletores em sedimentos, apresenta um potencial até maior que o da sísmica, respeitando o seu limite de alcance em profundidade (Jol 1995 e Mitchum et al. 1977a,b).
Neste estudo foi realizado o levantamento GPR 3D para visualização das estruturas internas de em uma área de 20x20m na porção leste da Restinga de Marambaia, estado do Rio de Janeiro (RJ). Um problema comum em levantamentos GPR tridimensionais (3D) é a ocorrência de alias espacial na
direção cross-line i.e., perpendicular à direção principal dos perfis, in-line. Geralmente a amostragem
espacial é correta na direção in-line e completamente inadequada na direção cross-line. Tipicamente, a
amostragem espacial cross-line é 4x a in-line. A aquisição não-uniforme força a interpolação de
perfis, o que não soluciona, antes agrava, ao adicionar outros artefatos com o problema do alias
Além do alias espacial, há o problema da mistura das polarizações, que invariavelmente
ocorre em levantamentos 3D, onde todos os dados são obtidos ao longo de perfis em uma única direção. Nesta direção as antenas são normalmente mantidas em configuração broadside
perpendicular (BPer), onde as antenas são paralelas entre si e perpendiculares a direção dos perfis.
Esse tipo de levantamento tampouco permite um processamento francamente 3-D, pela introdução forçada de uma polarização distinta, broadside parallel (Bpar), na direção cross-line. Um exemplo das
modificações introduzidas pela mudança de polarização na região de estudo pode ser encontrada na literatura (Travassos & André, 2005).
Nesse trabalho, as amostragens espaciais in-line e cross-line são iguais e a polarização é
mantida a mesma nas duas direções. O levantamento foi realizado com configuração commom-offset,
mantendo as antenas paralelas entre si e perpendiculares aos perfis GPR.
A interpretação dos dados geofísicos foi balizada com as descrições das sondagens, e cruzamento de informações, resultando na identificação de estruturas sedimentares.
1.2 - OBJETIVO
A presente dissertação de mestrado tem como objetivo investigar as propriedades geofísicas e identificar estruturas internas nos depósitos sedimentares do Quaternário na Restinga de Marambaia, Baía de Sepetiba, RJ utilizando dados de GPR obtidos com uma estratégia de campo francamente 3-D, livre do efeito alias espacial e mistura de polarizações.
1.3
–
LOCALIZAÇAO E VIAS DE ACESSO
Figura 1.1 - Localização e vias de acesso da área de estudo na Restinga de Marambaia, Baía de Sepetiba - Rio de Janeiro.
1.4
–
METODOLOGIA
Este item fornece uma descrição sumária sobre a metodologia adotada para atingir os objetivos propostos na dissertação. As principais etapas desenvolvidas foram: revisão bibliográfica, planejamento de campo, aquisição de dados, processamento, interpretação e modelagem dos dados. O levantamento com GPR é uma técnica nova e muito semelhante ao método sísmico, portanto a metodologia apresentada seguirá os moldes de um estudo de exploração, respeitando a escala de trabalho.
1.4.1
–
Revisão Bibliográfica
A primeira fase corresponde às revisões e compilações bibliográficas sobre o método geofísico, Ground Penetration Radar (GPR) e sobre a geologia da área. Foram pesquisados na
processamento e interpretação dos dados adquiridos com o referido método. As informações compiladas encontram-se expostas no Capítulo 3: - Método Geofísico. Concomitantemente, foram compiladas informações sobre a geologia da área e adjacências, que serviram de base para a etapa seguinte, Planejamento de Campo.
1.4.2
–
Planejamento de campo
Nesta etapa realizou-se todo o planejamento de campo, como solicitação de permissão para entrar na Restinga de Marambaia ao Exército brasileiro, preparação dos equipamentos, mobilização até a área de estudo, limpeza da área útil de aquisição e delimitação e estaqueamento da mesma. Em seguida foram realizados os testes de campo para verificar o funcionamento dos equipamentos e definir os parâmetros de aquisição dos perfis common- offset e Common-Mid-Point (CMP).
1.4.3
–
Aquisição de Dados
Foram adquiridos os perfis GPR, segundo geometria definida no escritório, com o intuito de se obter amostragem espacial entre traços igualmente espaçados e com a mesma distância entre os perfis
in-linee cross-line. Definiu-se a polarização das antenas com base nos testes realizados com diferentes
arranjos e, dentre estes, escolheu-se foi escolhido àquele que apresentou refletores mais bem definidos. No centro da área útil, exatamente 10 metros da origem na direção dos perfis in-line, NW-SE, foi
adquirido o perfil CMP. Após as aquisições de GPR foram realizadas as sondagens a trado manual até a profundidade do lençol freático, aproximadamente 4.0 metros.
1.4.4
–
Processamento dos Dados
O principal objetivo no processamento de dados GPR é melhorar a visualização, converter o tempo duplo em profundidade e proceder à correção topográfica. Existem atualmente no mercado diversos softwares para processar este tipo de dado. Neste trabalho foi utilizado Excel, para
organização dos dados e, para o processamento propriamente dito, o programa Ekko View Delux, do
Sensor & Software. De acordo com Annan (1992), são descritos a seguir os principais procedimentos
adotados em um processamento de dados de GPR:
a) drift removal: refere-se aos traços do perfil que possam estar alterados em conseqüência de
má conduta do equipamento, principalmente solavancos que resultam em uma desacoplagem da antena ao solo ou de fatores externos, como a temperatura;
b) dewow: remove os componentes de baixa freqüência que se originam de fenômenos
c)set time zero: ajusta o tempo inicial de registro à primeira onda a chegar à antena receptora,
que é caracterizada pela onda direta no ar;
d)filtros passa-banda: remove os ruídos de alta e baixa frequência; atua ao longo de um traço
permitindo realçar a estrutura de interesse ou removendo os sinais indesejáveis;
e) ganho: aumenta a amplitude dos refletores em profundidade que se mostram pouco nítidos em função da atenuação do sinal;
f)declip: restaura, por interpolação, as formas das ondas dos primeiros ciclos que são afetadas
pela chegada da onda direta do ar, com maior amplitude que a energia refletida;
g) conversão tempo em profundidade;
h) correção topográfica: elimina os efeitos causados pela topografia e, desta forma, restaura as posições corretas dos refletores no radargrama.
1.4.5
–
Interpretação dos Dados
O GPR tem sido utilizado para mapear em detalhe depósitos sedimentar devido à sua alta resolução. Pelo fato dos métodos GPR e sísmico terem princípios de formação de imagens muito semelhantes, o modelo clássico de interpretação sísmica, baseado na sismoestratigrafia, tem sido tentativamente utilizado para interpretar dados de GPR.
Não obstante os grandes avanços já realizados em contextos particulares, as adaptações propostas das ferramentas e conceitos da sismoestratigrafia, para o GPR, ainda são inadequadas; isto acontece basicamente porque as interpretações atribuídas aos padrões de terminação, extraídos da sismoestratigrafia convencional, não representam o registro geológico na escala de operação do GPR.
O problema conceitual reside, pois, em propor um método de interpretação que permita não só relacionar produto e processo sedimentar, na escala do GPR, mas também identificar ou propor ambientes deposicionais e correlacionar estes resultados com os blocos construtores da estratigrafia de seqüências.
Para este fim, propõe-se uma interpretação de dados de GPR baseada na adaptação de termos e conceitos herdados da sismoestratigrafia, em conjunto com uma metodologia de hierarquização de superfícies limitantes (bounding surfaces), a exemplo da metodologia proposta por Miall (1991).
Como conseqüência direta desta combinação, a interpretação dos dados de GPR pode ser associada às fácies sedimentares, dentro de um contexto genético, possibilitando, assim: individualizar as radar-facies e correlacioná-las.
processos sedimentares dentro de um cunho genético, e finalmente (iv) estabelecimento de um modelo geofísico/geológico para a área de estudo.
A interpretação de dados de GPR pode ser realizada de diferentes maneiras, através de seções radar-estratigráficas 2D/3D, análise em planta e na forma de time-slice em diferentes intervalos de
tempos/profundidades. Outro resultado que pode servir de apoio à interpretação e modelagem é o perfil velocidade, CMP, o qual fornece valores de velocidade média para o meio geológico. Conhecido estes valor, o tempo duplo será convertido em profundidade. As descrições das sondagens serão utilizadas para balizar a interpretação.
Diferentes softwares de interpretação são utilizados, desde o básico, como Corel Draw, aos
mais específicos, tais como Seis Vision, da Geographix, plataforma Landmarke e para modelagem,
programa Open-Detec, da Macrovision.
A interpretação consistiu de minuciosa correlação entre as seções e refletores nas diferentes direções. A integração das informações de sondagem, contexto geológico da área, análise das geometrias e terminologias das estruturas sedimentares apresentadas por Neal (2004); Mitchum et al.
(1977a,b); Campbell (1967) e Allen (1982) foram subsídio para executar o presente trabalho (figura 1.2).
O fundamento da interpretação de dados de GPR está baseado no reconhecimento de fácies e estruturas compatíveis com o ambiente deposicional desenvolvido em campos de dunas e ilhas barreiras. Estruturas de migração de dunas, truncamentos, cordões de areia que formam o substrato e canais de deposição são estruturas estratigráficas comuns em ambientes sedimentares (Ribeiro et al.
2003). As respostas eletromagnéticas dos sets estratigráficos balizados com as sondagens fornecem
Figura 1.2: Terminologia para definir e descrever estruturas de subsuperfície, sets e radar-facies
CARACTERIZAÇÃO GEOLÓGICA DA ÁREA
A área de estudo do presente trabalho é caracterizada geologicamente por depósitos siliclásticos de origem marinho-fluvial sobrepostos por dunas eólicas. Neste capítulo apresenta-se uma breve revisão bibliográfica sobre a geologia da Restinga de Marambaia e adjacências; hipóteses sobre sua formação e evolução geológica; uma síntese sobre a dinâmica sedimentar e uma revisão sobre os principais processos, estruturas e morfologias de depósitos eólicos costeiros, onde é dada ênfase maior para as dunas, área na qual foram realizadas as aquisições dos dados da presente dissertação.
2.1-GEOLOGIA REGIONAL
Borges (1990) afirma que na Baía de Sepetiba regionalmente distinguem-se três grandes grupos de rochas. Da base para o topo encontram-se as rochas mais antigas, cristalinas, de idade Pré-Cambriana, resultado do dobramento brasiliano, com intrusivas associadas. Entre os principais litotipos destacam-se rochas metamórficas, granitos, gnaisses e migmatitos, que balizam o último evento ocorrido na plataforma brasileira, representados na área pelas unidades Suíte Desengano e Duas Barras. Atualmente, as influências estruturais fazem-se sentir, numa primeira aproximação, somente a nível morfológico da configuração do relevo e no alinhamento das principais ilhas e lajes da Baía de Sepetiba, que apresentam o alinhamento preferencial da área na direção NE (figura 2.1).
Sobreposto ao embasamento encontra-se a segunda unidade, representada pelos Depósitos Marinhos e Flúvio-Marinhos, iniciaram o processo de sedimentação quaternária das dunas litorâneas no Pleistoceno, durante um período glacial (Borges, 1990).
A coluna sedimentar da Restinga de Marambaia é constituída por sedimentos fluviais, de canais de maré, mangues e marinhos (Ponçano, 1976). Borges (1990) relata que estes sedimentos compõem uma seqüência transgressiva, cuja base está caracterizada por sedimentos de ambiente continental, sobrepostos a estes, sedimentos de ambiente misto, correspondendo à subida do nível do mar durante o estágio interglacial Riss-Wurm. Segundo Borges (1990) os sedimentos foram entalhados
durante o último período glacial (Wurm), quando o nível do mar estava a 80m abaixo do seu nível
atual, tendo então ocorrido a formação de vales atualmente submersos.
Portanto, a área de estudo do presente trabalho é caracterizada geologicamente por depósitos siliclásticos de origem marinho-fluvial sobreposto por dunas eólicas.
Figura 2.1 - Mapa geológico da região da Ilha de Marambaia e adjacências (modificado de Heilbron et. al.
1993).
2.2 - GEOLOGIA LOCAL
Martin & Suguio (1989), que atribuíram uma idade de 120.000 anos B.P. para o cordão interno e 5.100 anos B.P para o cordão externo.
Encontra-se em toda a extensão da Restinga de Marambaia diversas feições sedimentares atuais e pretéritas, tais como praias atuais, feixes de cristas de praia, campo de dunas, dois cordões litorâneos, lagoas colmatadas, uma área perenemente alagada com uma série de ilhas de formato circular, que podem estar relacionadas a sambaquis, além de esporões e marcas de ondulação em zonas submersas (Borges 1990).
As praias entre a Baía de Sepetiba e a Restinga de Marambaia apresentam um comportamento bastante homogêneo, baixa declividade, pequena largura e são afogadas durante a maré alta. Já do lado oceânico, ao pé do Pico da Marambaia, a granulometria é grossa até a parte central da Restinga, diminuindo em direção ao canal de Guaratiba, onde se torna fina.
No campo de dunas, a oeste e a norte da sua área central, as areias apresentam granulometria média. As dunas apresentam formato arredondado e altura média de 3.0 metros. A leste da restinga as dunas são mais altas, atingindo 30.0m, classificadas de parabólicas por Ponçano (1976) e barcanas por Roncati & Barrocas (1978). Estas dunas estão fixadas por vegetação e sofrem retrabalhamento pelo vento sudoeste, comprovado pela orientação SW-NE dos blowouts.
Levantamento realizado sobre as dunas da porção leste apresentou camada de 5.5m de areia de granulometria média, atingindo um arenito semi-consolidado de mesmas características granulométricas a 2.0m. Estas areias repousam sobre uma lama arenosa de fundo de baía. Este testemunho parece indicar que a construção do esporão é posterior ao evento que originou a restinga, com seus sistemas de cordões e lagoas (Ponçano et al. 1979).
Margeando a face interna da restinga, próximo da Ponta da Pompeba, desenvolveu-se um extenso campo com marcas de ondulações (sand waves) na zona submarina. Estas marcas de
ondulação indicam uma direção de transporte de sedimento do centro da restinga em direção a Ponta da Pompeba. Tendo em vista esta direção de transporte, evidenciadas pelas marcas de ondulação, bem como os esporões no setor leste, conclui-se que a parte central da restinga é onde o fluxo se divide, fazendo com que os sedimentos erodidos neste local sejam transportados em direções opostas (Borges, 1990).
2.3 FORMAÇÃO E EVOLUÇÃO DA RESTINGA DE MARAMBAIA
Estudos sobre a evolução geológica em especial sobre a gênese da Restinga de Marambaia apresentam controvérsias em relação à fonte de sedimentos durante a formação da restinga, direção de crescimento e seqüência de aparecimento das diversas feições geomorfológicas (Ponçano et al. 1979).
Os modelos evolutivos apresentados por Lamego (1945) e Roncati & Barrocas (1978) postulam uma migração lateral da restinga na direção leste pela ação de correntes e afogamentos dos vales fluviais durante a transgressão holocênica.
Ponçano et. al. (1979) apresentam um modelo evolutivo combinando migração lateral e
frontal, e salientam a possibilidade da migração de uma ilha barreira da plataforma em direção ao continente com subida do nível do mar.
Reis & Figueiredo (1989) detectaram um transporte de sedimentos de oeste para leste na plataforma continental adjacente à restinga. Este fato, aliado ao modelo evolutivo de Ponçano et al. (1979), subsidia a hipótese da migração de uma ilha de barreira da plataforma em direção ao continente com a subida do nível do mar e o transporte de oeste. Estes dois fatos subsidiaram a hipótese de formação da restinga proposta por Lamego (1945) e Roncati & Barrocas (1978). Por outro lado, investigações de Reis & Figueredo (1989) na plataforma continental identificaram feições morfológicas no fundo marinho, os quais podem ser antigos vestígios de ilhas barreiras afogadas. Se existem estes vestígios, é possível também que barreiras tenham migrado em direção ao continente com a subida do nível do mar, indicando assim a possibilidade de uma quarta hipótese de evolução, diferente das anteriores.
De uma maneira geral, os sedimentos da Restinga de Marambaia se apresentam selecionados a bem selecionados, o que pode estar indicar que estes sedimentos passaram por vários ciclos sedimentares até construírem a atual restinga.
2.4 - FATORES QUE INFLUENCIAM A DINÂMICA SEDIMENTAR DA RESTINGA
DE MARAMBAIA
A dinâmica na Restinga de Marambaia é influenciada por dois fatores que agem em duas escalas diferentes de tempo.
Um fator age ao longo de milhares de anos e está relacionado às variações do nível do mar nos últimos anos. O outro age na escala de dezenas de anos ou de ano a ano e está relacionado às variações climáticas e sazonais. A subida ou descida do nível do mar coloca os sedimentos ao alcance das ondas e correntes, o que podem causar sua erosão e transporte para outros locais. Mesmo com um nível de mar estável, as mudanças de regime de ventos poderiam causar efeitos semelhantes.
As ondas que veem do setor sul são mais fortes que as do setor nordeste, do ponto de vista do transporte litorâneo de sedimentos. Em poucos dias ou mesmo em horas, as fortes ondas do setor sul, relacionadas à passagem de frentes frias polares, são mais efetivas em transporte de sedimentos do que vários meses de ondas fracas do setor nordeste (Martin & Suguio, 1989). Portanto, o vento que predomina na área é o vento sul que sopra durante todos os meses do ano, sendo mais frequente no verão e suas velocidades variam de 6.8 a 8,2km/h.
Os ventos do leste são bastante expressivos, tornando-se mais fortes de agosto a novembro, alcançando as maiores velocidades na área, entre 11,1 km/h e 11,5km/h. Estes ventos podem estar influenciando o transporte de areia, na ante-praia lagunar, em direção à Ponta da Pombeba, evidenciado pelas marcas de ondulação (sand waves) que se desenvolvem na zona submarina.
O vento sudoeste é o segundo mais importante em relação à velocidade. Ele ocorre durante todos os meses do ano com velocidades que variam entre 9,0 km/h e 10,8km/h, sendo que no mês de agosto o sudeste atinge velocidades máximas durante a entrada de frentes frias. É o vento sudoeste que vem retrabalhando as dunas localizadas no setor leste da restinga.
Evidências destas oscilações foram descritas inicialmente por Hart (1870), Branner (1904), Freitas (1951) e Bigarella (1965), que as interpretaram exclusivamente sob o ponto de vista geomorfológico e as atribuíram ao Terciário. Atualmente estas mesmas evidências com base em datações de C14 são consideradas como do Quaternário.
Estudos mais detalhados sobre as flutuações do nível do mar na costa do Brasil durante os últimos 7.000 anos levaram em conta:
- evidências de depósitos de areia do Quaternário, situados acima do nível do mar;
-ocorrências no Nordeste de camadas de beach rocks paralelas à atual linha de costa;
-evidências biológicas marinhas de numerosas incrustações de gastrópodes e incrustações de conhas de ostras situadas acima da linha de vida atual destes organismos;
-evidência pré-histórica de sambaquis em antigas linhas de costa (Martin & Suguio 1989).
Os registros de nível de mar mais alto e mais antigo que 120.000 anos B.P. é conhecido como Antiga Transgressão (Bittencourt et al. 1979) e ocorre ao longo da costa dos estados da Bahia e
Sergipe.
Suguio & Martin (1978) verificaram que a linha zero ou nível atual foi ocupado pela primeira vez em torno de 7.000 anos B.P e o primeiro máximo foi atingido há aproximadamente 5.100 anos B.P, situado a 4.8 (± 0.5) metros acima do nível atual. Após este máximo, iniciou-se uma fase regressiva rápida até 4.900 anos B.P e depois mais lenta até 4.200 anos B.P. O nível do mar passou por um mínimo, provavelmente um pouco inferior ao atual, em torno de 3.900 anos B.P. Um segundo máximo de 3.5 (± 0.5) metros foi alcançado após uma rápida transgressão, entre 3.800 e 3.600 anos B.P. Um novo mínimo ocorreu em 2.200 anos B.P. e, o terceiro máximo, de 2.5 (± 0.5) metros foi atingido após nova fase transgressiva entre 2.600 a 2.500 anos B.P.
As mudanças paleoclimáticas durante o Holoceno foram pesquisadas ao longo da costa brasileira durante os últimos anos e mostraram que mudanças relativas do nível do mar e variações paleoclimáticas tem sido o fator mais importante na evolução quaternária da linha de costa (Martin & Suguio 1989). As mudanças paleoclimáticas foram classificadas segundo seus registros: inversão na direção dominante das ondas, em conecção com mudanças na circulação atmosférica; mudança na intensidade da ressurgência em Cabo Frio (RJ) e mudança no fluxo de energia do Rio Paraíba do Sul, em conecção com prováveis variações na pluviosidade (Martin & Suguio 1989).
Segundo estes autores, a descida do nível relativo do mar associado com o transporte litorâneo representa um importante papel na reconstrução das planícies costeiras brasileiras durante o Quaternário, que foram caracterizadas pela acreção horizontal de inúmeras cristas de praia. Um estudo detalhado das geometrias destas cristas de praia permitiu reconstruir a direção de transporte litorâneo durante a sedimentação. É evidente que o conhecimento da direção de transporte permitirá a dedução da direção dominante das ondas dentro de um intervalo de tempo (Martin & Suguio 1989).
2.5 CONCEITOS E CLASSIFICAÇÕES SOBRE OS DEPOSITOS EÓLICOS
COSTEIROS
Segundo Sherman (1995), das dunas costeiras representam o resultado da interação entre processo eólico e marinho, vegetação, ações antropogênicas e a geomorfologia do sistema. Assim, a forma destas dunas obedece a uma série de fatores, incluindo o formato da linha de costa e da praia, as correntes e ondulações (swell) dos oceanos, os ventos predominantes, a frequência das ressacas e o
tamanho das partículas de areia. Areias erodidas da costa, de fontes oceânicas (e.g. recifes de corais) e/ou fluviais compõem as principais fontes destes sedimentos, os quais de forma geral não possuem silte e argila.
2.5.1- Depósitos Eólicos
regiões litorâneas, planícies aluviais e desertas. Os principais processos erosionais produzidos pela ação do vento são a deflação e a abrasão (Brookfield & Ahlbrandt 1983).
A deflação consiste na remoção e transporte pelo vento dos grãos de tamanho silte e areia. O vento retira a fração de granulometria mais fina, ocasionando a concentração de partículas de granulometria mais grossa. Quando a deflação dos depósitos alcança um patamar suficiente para criar uma cobertura contínua de seixos e grânulos, a erosão eólica cessa, formando-se um pavimento de sedimentos grossos chamados de lags de deflação (figura 2.2).
Figura 2.2 - Três estágios de desenvolvimento de um pavimento de deflação: deflação inicial dos sedimentos arenoso; concentração dos clastos à medida que ocorre a deflação; o término da deflação em decorrência da cobertura total do substrato arenoso por clastos. (Modificado de Greeley & Inversen 1985).
A abrasão eólica gera o desgaste de uma superfície pelo contínuo choque de partículas carregadas pelo vento (figura 2.3).
Figura 2.3 - Atuação do processo de abrasão sobre uma rocha. (modificado de Greeley & Inversen 1985).
Figura 2.4 - Os três processos de transporte de sedimentos pelo vento: saltação, suspensão e arrasto.
Por fim, existem os processos de sedimentação que envolve a deposição de grãos individuais e a estabilização de formas de leito (Pye & Tsoar 1990), que serão mais bem analisados a seguir.
2.5.2 Principais Formas de Leito
Wilson (1972) identificou três diferentes hierarquias de formas de leito geradas pelo vento: marcas onduladas, dunas e draas. Segundo Lancaster (1988), as marcas onduladas são controladas
pela natureza dos eventos dinâmicos individuais de curta duração (horas ou dias); as dunas pelas variações sazonais na velocidade e no sentido dos ventos com tempo de reconstituição da ordem de 10 a 100 anos e os draas respondem às mudanças no regime geomorfológico geral, sendo insensíveis às
mudanças locais nas condições do fluxo, tendo um tempo de reconstituição de 1.000 a 100.000 anos.
As marcas onduladas correspondem a formas de leito de escala centimétrica, geradas pela movimentação dos sedimentos de areia ou grânulos por saltação e arrasto superficial ao longo do substrato. Podem se desenvolver sobre depósitos de lençóis de areia, regiões de interdunas ou no dorso e na face frontal de dunas e draas (Bagnold 1941, Sharp 1963, Fryberger & Schenk 1981).
Segundo Kocurek (1981), as dunas constituem formas de leito com comprimento de ondas variando de poucos metros até 500m, e alturas entre 0,1 e 100 metros. O termo draas é restrito às
formas de leito maiores (comprimento de onda de 300-5500m e altura entre 20-450m), representando dunas superpostas migrando no seu dorso ou na sua face frontal (Kocurek 1981).
Já as interdunas correspondem simplesmente a depressões entre dunas eólicas ou entre draas e
apresentam extensões e geometrias variadas (Kocurek 1981).
2.5.3 Principais Estruturas Sedimentares
As principais estruturas sedimentares encontradas em depósitos arenosos eólicos estão agrupadas em estruturas primárias e secundárias. As estruturas primárias refletem os processos responsáveis pelo transporte e deposição inicial, enquanto que as estruturas secundárias refletem perturbações sin ou pós-deposicionais (Pye & Tsoar 1990).
Estruturas primárias e processos associados
De acordo com Hunter (1977), existem três processos responsáveis pela formação de estruturas primárias em dunas:
(a) deposição por fluxo de grãos
(b) deposição por queda de grãos
(c) deposição tracional
Os dois primeiros processos formam, respectivamente, as estratificações cruzadas por “fluxo de grãos”, que são geradas por avalanches na face de sotavento da duna, gerando feições em língua
com gradação inversa. As laminações por “queda de grãos” apresentam como principal característica a bimodalidade, originada pelas sutis diferenças na velocidade do vento (Hunter 1977).
Por sua vez, processos de tração, segundo Hunter (1977), explicam o mecanismo de migração de marcas onduladas e a origem de climbing transladantes nas mesmas. Normalmente, estas formas de
leito passam a cavalgar umas sobre as outras ficando, ao final, preservadas sob a forma de estratos transladantes cavalgantes. O ângulo de cavalgamento varia dependendo do volume de sedimento e da taxa de migração da marca ondulada.
Estruturas secundárias e processos associados
As estruturas secundárias são formadas por uma série de processos como escorregamento (slump);
fluidização como exaltado de distúrbios tectônicos; bioturbações e episódios erosionais envolvendo vento ou água (Mckee & Bigarella 1972). Várias feições sedimentares deformativas, como brechas, dobras, falhas, etc, podem resultar destes processos de avalanches de areias, como descrito por Mckee
Superfícies Limitantes
As superfícies limitantes são de carácter erosional, as quais separam séries de estratos cruzados. Brookfield (1977, 1992) sugeriu que as superfícies limitantes estão relacionadas à migração de formas de leito cavalgantes de diferentes ordens hierárquicas (figura 2.5). As superfícies de 1ª ordem são relacionadas à migração de complexas mega-dunas (as chamadas draas); as de 2ª ordem à
migração de dunas sobre superfícies de draas e as de 3ª ordem ocasionadas por variações na direção
do vento. A orientação e o mergulho das superfícies limitantes, bem como dos foresets, variam com o
tipo duna, posição, complexidade do regime de vento e o plano no qual a seção é vista.
Figura 2.5- Ordens de superfícies limitantes. As superfícies de 1ª ordem são planas ou convexas, as quais cortam estratificações cruzadas ou outros tipos de estruturas de dunas. As superfícies de 2ª ordem limitam
sets de estratificações cruzadas e as superfícies de 3ª ordem são de pequena escala e separam grupos de
laminações dentro de sets. (modificado de Brookfield 1977).
2.5.4- Classificações de Dunas Costeiras
De acordo com Mckee (1979) e Hunter et al. (1983), as dunas eólicas podem ser classificadas
respectivamente de acordo com seu caráter morfológico ou morfodinâmico, abrangendo as duas classificações mais importantes. Existe ainda uma terceira classificação que se apóia na localização em que as dunas encontram-se em relação ao perfil praial, podendo ser: dunas frontais (incipientes e estabilizadas) ou dunas interiorizadas (localizadas atrás das dunas frontais estabilizadas), sendo tipicamente mais estáveis e cobertas por vegetação de maior porte (Hesp 2002).
Classificação Morfodinâmica
A classificação morfodinânica baseia-se fundamentalmente no ângulo formado entre a linha de crista das dunas e o vetor médio da direção dos ventos. Com base nisto, Hunter et al. (1983) sugeriu
Figura 2.6- Classificação morfodinâmica de dunas eólicas com base no ângulo formado entre a linha de crista da duna e o vetor médio da direção dos ventos. (modificado de Kocurek 1981).
Classificação Morfológica
A morfologia das dunas costeiras depende de quatro fatores principais (Pye & Tsoar 1990):
a) morfologia da praia e dinâmica da linha de costa, as quais funcionam, por exemplo, na taxa de suprimento de areia;
b) características do vento, incluindo a distribuição da intensidade, freqüência e variabilidade direcional;
c) extensão e crescimento da cobertura vegetal e
d) atividades humanas, que podem trazer impactos diretos e indiretos.
A classificação morfológica é baseada nas características geométricas, tais como sinuosidade da linha de crista, número de faces frontais e a presença ou ausência de dunas superpostas.
Dunas Lineares
Caracterizam-se pela considerável extensão, simetria, espaçamento regular e baixa razão entre região de dunas e interdunas, podendo apresentar ou não cobertura vegetal (Lancaster 1982, Tsoar 1989). As cristas são onduladas e paralelas à direção do vento.
Dunas Barcanas
vento. Apesar deste tipo de duna poder migrar por longas distâncias sem que haja maiores modificações na sua forma ou tamanho (Noris 1996), variações na direção do vento podem chegar a gerar assimetrias na sua forma. A inclinação a barlavento é normalmente convexa com uma inclinação média de 12°, enquanto que a inclinação a sotavento é caracterizada por uma face de deslizamento entre 33 e 34 graus.
Dunas Reversas
Dunas reversas formadas a partir da evolução de barcanas, relacionadas às mudanças sazonais no sentido do vento, que provoca transporte sedimentar em direções opostas (Thomas 1997).
Dunas Tipo Estrela
Dunas estrelas são caracterizadas pela presença de três ou mais braços sinuosos radiais que estão unidos a uma única crista, podendo adquirir formas compostas. Estas dunas são comuns em regiões desérticas, sendo também encontradas em áreas costeiras, como descritas por Mclachlan (1987), na costa sudeste da África. Lancaster (1989) propôs um modelo de formação de uma duna estrela a partir da evolução de uma duna transversal (figura 2.7)
Dunas Parabólicas
As dunas parabólicas, como o próprio nome diz, possuem o formato de uma parábola onde seus braços simétricos ou assimétricos estendem-se em sentido oposto ao vento, geralmente em
direção ao mar, com os lobos deposicionais na forma de “U” ou “V”. A morfologia das dunas
parabólicas (figura 2.8) depende da variação e força dos ventos, do suprimento de areia e da natureza do espaço vegetado sobre o qual as dunas se movem (Pye & Tsoar 1990).
Figura 2.8-Variação morfológica de dunas parabólicas: (A) Grampo; (B) lobular; (C) hemicíclica; (D) digitada; (E) uniforme (dunas conjugadas, na qual dunas menores aninham-se entre os braços da duna maior); (F) cadeias transgressivas com dunas transversais secundárias; (G) dunas em forma de ancinho." A e B compreendem formas simples; C, D e E correspondem a formas compostas e F e G a formas combinadas. (modificado de Pye & Tsoar 1990).
Dunas em Domos
As dunas em domos correspondem às acumulações circulares ou semicirculares, em planta, apresentando crista plana. São frequentemente de pequeno porte; quando formadas na região costeira chegam a 1 metro de altura e diâmetro inferior a 14 metros (Mckee & Bigarella 1979). A ausência da face de avalanche é atribuída a ventos fortes e unidirecionais que impedem o crescimento vertical da crista da duna.
Dunas de Sombra
Figura 2.9- Formação de uma duna de sombra a partir de fluxos de ventos secundários (Fracasso 2005).
Dunas de Blowout ou Lobos Deposicionais
As dunas de blowout ou lobos deposicionais (Hesp 1999), são partes integrantes de uma feição
erosiva a qual se denomina blowout ou ruptura de deflação. De acordo com Hesp (1999), a zona ou
bacia de deflação e os muros erosionais também são parte integrante das rupturas de deflação. Os
blowouts são depressões côncavas (em forma de “pires ou calha”, figuras 2.10 e 2.11) formada pela
erosão do vento num depósito de areia pré-existente. As acumulações adjacentes de areia, denominadas de lobos depocionais (ou duna de blowout), derivados possivelmente da depressão e de
outras fontes, pode ser considerada parte do blowout (Hesp & Hyde 1996).
Figura 2.10 - Tipos principais de blowouts: (A) blowout tipo pires, (B) blowout tipo calha. Observar a
CAPÍTULO 3
GROUND PENETRATION RADAR
(GPR)
Neste capítulo será feita uma síntese sobre a aplicabilidade do método eletromagnético,
Ground Penetration Radar e seus princípios básicos.
3.1- APLICABILIDADES DO GPR
O método geofísico Ground Penetration Radar (GPR) apresenta ampla aplicação em diversas
áreas, dentre as quais se destacam:
a) Hidrogeologia: mapeamento de aquíferos freáticos, localização de paleocanais, intrusões salinas em áreas litorâneas e assoreamento;
b) Engenharia e Geotecnia: localização de dutos, tanques enterrados, detecção de fraturas em túneis, verificação das condições do leito de asfalto, verificação de pilares de edificações e cavidades no subsolo;
c) Aplicações militares: detecção de minas e artefatos enterrados; d) Investigações criminais: localização de cadáveres e artefatos;
e) Arqueologia: identificação de construções e peças arqueológicas tais como sambaquis e utensílios;
f) Estudos ambientais: mapeamento detalhado de resíduos industriais, profundidade do nível
d’água e detecção de plumas de contaminação;
g) Geologia: investigação da espessura de solo, profundidade e heterogeneidades, do embasamento raso, localização de horizontes de mineração, análise de fácies e sedimentologia, tanto para depósitos recentes como para pretéritos, prospecção e avaliação de turfeiras, caracterização de análogos de reservatórios, fraturas em pedreiras de granito ornamental, cavernas em pedreiras de calcário e mineração rasa.
Existem diversas vantagens na aplicação do método GPR; dentre as principais, destacam-se:
a) estudo de feições em subsuperfície através de escalas que variam de poucos centímetros até dezenas de metros com a utilização de diferentes frequências;
c) apresenta relevante acurácia na localização de feições ou objetos enterrados em subsuperfície;
d) enquanto que, para métodos que utilizam condutividade, magnetométria e a sísmica, as
estruturas de aço, ferrovias e aeroportos tornam difícil aquisição, o método GPR
pode ser aplicado
mais facilmente, com reposicionamento com a blindagem de antenas caso o ruído seja prejudicial, além de não danificar ou agredir o meio ambiente;
e) por ser um método de reflexão, as estimativas de profundidade de um alvo ou interface podem ser efetuadas com maior precisão através da técnica common-mid-point (CMP) e por
correlação de medidas diretas;
f) permite um melhor posicionamento de furos de sondagem, melhorando a aquisição de informações para Geologia ou Engenharia.
3.2 GROUND PENETRATION RADAR
O Ground Penetrating Radar (GPR) é um método eletromagnético que utiliza ondas de rádio
em freqüências muito altas, entre 1 e 1.000 MHz, baseando-se principalmente na reflexão das ondas eletromagnéticas em estruturas e feições geológicas de subsuperfície. As ondas eletromagnéticas são transmitidas para o meio a ser investigado e, ao incidir em uma interface que separa meios com contrastes significativos de propriedades eletromagnéticas (permissividade dielétrica, permeabilidade magnética e condutividade elétrica) são parcialmente refletidas até a superfície, onde são detectadas e registradas.
O equipamento de GPR é composto de um par de antenas, um gerador de sinais eletromagnéticos, antena transmissora e um sistema para registro destes sinais, a antena receptora. Uma das antenas é usada para transmitir um sinal eletromagnético através da subsuperfície, ao passo que a outra capta estes sinais após a sua reflexão por diferentes alvos no subsolo. A diferença que existe entre o sinal emitido e o sinal captado é conseqüência da variação nas propriedades do subsolo. O registro dos sinais pode ser apresentado como um perfil ou corte vertical do subsolo. A interpretação deste perfil GPR permite identificar feições naturais da subsuperfície, como camadas rochosas de diferentes litologias e artefatos enterrados. O registro decorrente do pulso de radar é a curva de amplitude versus tempo, o traço registrado representando as variações das propriedades elétricas do meio (Pestana & Botelho, 1997).
O tipo de aquisição mais comum é o perfil de reflexão, common-offset e a sondagem de
transmissoras e receptoras são mantidas a distância fixa e transportadas ao longo do perfil com
afastamento constante ou “fixed offset” (figura 3.1). Esta técnica pode ser realizada de duas maneiras
passo-a-passo (onde um ponto por vez é adquirido manualmente a partir de um comando no laptop ou
unidade de controle) ou no modo contínuo (onde os disparos de cada traço são pré-determinados segundo intervalos de tempo ou espaço). Robinson & Michaud (1999) enfatizam que as antenas devem ser mantidas separadas a uma distância igual ao comprimento da antena utilizada. As antenas colocadas juntas uma da outra minimizamdistorções próximas à superfície; entretanto, podem resultar em interferências entre as antenas transmissoras e receptoras.
Figura 3.1- Representação esquemática de uma aquisição de 4 traços de um perfil de reflexão com GPR e sua respectiva resposta no ar, na interface ar-solo e nas descontinuidades do subsolo. (modificado de Robinson & Michaud 1999).
Figura 3.2-Representação esquemática de uma aquisição CMP (A) Eventos idealizados do tempo do chegada em função da separação das antenas numa sondagem CMP, (B). Robinson & Michaud (1999); (adaptado de Annan & Cosway 1992).
A profundidade de penetração depende basicamente das propriedades elétricas das rochas e da freqüência das antenas. A tabela 1 apresenta a freqüência central de diferentes antenas e respectivas profundidades de penetração. Em terrenos com condutividade elétrica menor que 100 mS/m e, no caso de meios não dispersivos, a velocidade de um pulso de radar permanece constante. Com isso, o GPR torna-se ideal para investigação de tais meios (Davis & Annan, 1989).
Tabela 1: Correlação freqüência central da antena versus profundidade da investigação: quanto menor a freqüência, maior a profundidade de investigação. As profundidades de investigação citadas correspondem a valores médios. (http://www.geophysical.com).
Frequência central da antena X Profundidade de penetração
16 MHz 50 m
40 MHZ 35 m
70 MHz 25 m
100 MHz 20 m
200 MHz 7 m
270 MHz 6 m
400 MHz 4 m
900 MHz 1 m
1000 MHz 1 m
1600 MHz 0.5 m
A penetração é maior em terrenos com condutividade baixa, em formações geológicas tais como areias e carbonatos, e menor em áreas com folhelhos e argilas. Os materiais geológicos (rochas sedimentares, ígneas e metamórficas) podem ser considerados semicondutores ou dielétricos, e, assim ser caracterizados por três propriedades elétricas: condutividade elétrica, permissividade dielétrica e permeabilidade magnética (Olhoeft, 1981).
3.2.1- Condutividade Elétrica
A condutividade elétrica de um material é uma medida de sua habilidade em conduzir corrente elétrica (Keller 1977). A Lei de Ohm mostra a relação da condutividade elétrica (σ[S/m]) associada à densidade de corrente de condução e o campo elétrico, dada pela relação constitutiva:
E
J
.
(1)J
= densidade de corrente de condução [A/m2]Ao aplicar um campo elétrico no meio geológico ocorre uma movimentação de cargas elétricas. Dependendo da natureza deste material, podem existir dois tipos de correntes: de condução e deslocamento. O principal mecanismo de correntes de condução, nas aplicações geológicas, é através da movimentação de íons em soluções aquosas. A corrente de condução possui caráter dissipativo, ou seja, a energia associada à produção da corrente elétrica é convertida em calor que é transferido para o meio.
3.2.2- Permissividade Dielétrica
A corrente de deslocamento envolve perda e armazenamento de energia. A próxima relação constitutiva relaciona a densidade do momento dipolar diretamente proporcional ao campo elétrico
aplicado e a constante de proporcionalidade, a permissividade elétrica (
) do material, dada porE
D
.
(2)
que pode ser associada às correntes de deslocamento por
dt E d J dt
D d
JD D
(3)
0 .
k(4)
sendo
0a permissividade elétrica no vácuo( 8.85.10 / ) 12
0 F m
No momento em que um dielétrico é submetido a um campo elétrico ocorre a polarização, ou seja, as cargas elétricas saem da posição original e assumem rapidamente uma nova configuração estável. Esta mudança é responsável pelo aumento de energia armazenada pelo material. Retirando-se o campo, as cargas voltam à posição original e a energia acumulada é liberada. Esse tipo de comportamento é típico do que acontece num capacitor em um circuito elétrico.
Tanto a condutividade elétrica quanto a permissividade dielétrica são importantes, pois afetam diretamente a atenuação e a propagação das ondas de radar (Annan, 1996).
)
A constante dielétrica (
r), tanto para os materiais geológicos como para os sintetizados pelohomem, variam de 1 no ar até 81 na água. Entretanto, para a maioria dos materiais terrestres, (
r) estácompreendida entre 3 e 30 (ver tabela 2).
Tabela 2: Valores de constante dielétrica (εr), condutividade elétrica (σ), velocidade média (V) e atenuação (α) para alguns materiais geológicos (Davis & Annan, 1989).
