DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
IMAGEAMENTO GEOELÉTRICO
BIDIMENSIONAL COMO
FERRAMENTA NA SOLUÇÃO DE
PROBLEMAS HIDROLÓGICOS E
GEOTÉCNICOS NA ÁREA
URBANA DE SALVADOR, BAHIA.
JORGE LUIS ABRIL BENJUMEA
SALVADOR – BAHIA
ABRIL – 2018
Imageamento Geoelétrico bidimensional como ferramenta na
solução de problemas hidrológicos e geotécnicos na área urbana de
Salvador, Bahia.
por
Jorge Luis Abril Benjumea
Geólogo (Universidad Industrial de Santander – 2014)
Orientador: Prof. Dr. Olivar Antônio Lima de Lima
DISSERTAÇÃO DE MESTRADO
Submetida em satisfação parcial dos requisitos ao grau de MESTRE EM CIÊNCIAS
EM GEOFÍSICA
ao
Conselho Acadêmico de Ensino da
Universidade Federal da Bahia
Comissão Examinadora
Dr. Olivar Antônio Lima de Lima - Orientador
Dr. Milton José Porsani
Dr. Antônio Abel Carrasquilla
A presente pesquisa foi desenvolvida no Centro de Pesquisa em Geofísica e Geologia da UFBA, com recursos próprios, da CAPES
A163 Abril Benjumea, Jorge Luis,
Imageamento Geoelétrico bidimensional como ferramenta na solução de problemas hidrológicos e geotécnicos na área urbana de Salvador, Bahia. / Jorge Luis Abril Benjumea. — Salvador, 2018.
70 f.: il., mapas, fotos.
Orientador: Prof. Dr. Olivar Antônio Lima de Lima
Dissertação (Mestrado) - Pós-Graduação em Geofísica. Insti-tuto de Geociências da Universidade Federal da Bahia, 2018.
1. Hidrologia. 2. Sondagens elétricas. 3. Potencial elétrico espontâneo. 4. Sondagem SPT. 5. Tomografias elétricas. I. Lima de Lima, Olivar Antônio. II Título.
Resumo
A aplicação dos métodos de tomografias de resistividade elétrica e polarização induzida no do-mínio do tempo (IP), em conjunto com técnicas de investigação direta de campo por ensaios de penetração padrão (SPT), foram empregados na avaliação da geología de subsuperfície. Foram avaliadas as estabilidades das estruturas geológicas subterrâneas em duas áreas poten-cialmente suceptíveis de escorregamento em Salvador-Bahia, derivadas de ações antrópicas. Essas áreas, referidas como LEM e CONSIL, sitúam-se em avenidas que cortam estruturas de encostas e vertentes de colinas, constituídas de materiais argilosos e silico-arenosos, com alto grau de meteorização, os quais são potencialmente suceptíveis a escorregamentos.
Em LEM foram utilizadas dados de sondagens elétricas equi-espaçadas de resistividade elétrica e IP, empregando o arranjo Schlumberger de eletrodos, em duas linhas tomográficas transversais localizadas numa área da Avenida Luiz Eduardo Magalhães afetada por um escorregamento ocorrido no ano 2005. As informações geofísicas foram complementadas com dados de sondagem de penetração à percussão padrão distribuídas em torno da área afetada para conhecer as caraterísticas geomecãnicas do subsolo e a posição do lençol freático.
Nas edificações da CONSIL em 2012, usaram-se tomografias com arranjo dipolo-dipolo em três linhas transversais localizadas numa área em construção próximo a Avenida Luiz Viana Filho, com problemas de infiltração subterrˆnea no espaço de garagens. Nesta área foi levantado um mapa de potencial elétrico espontâneo (SP) usando as posições de alguns ele-trodos enterrados na área onde se fizeram as tomografias geoelétricas. Os resultados obtidos, isocontornados usando técnicas de interpolações numéricas através do pacote SURFER 12.0 da Golden softwares, foram qualitativamente interpretados na inferência do fluxo hídrico natural na área.
As pseudo-seções de resistividade e cargabilidade aparentes obtidas nas duas áreas, foram invertidas automaticamente usando o pacote Res2Dinv, complementado com dados litoló-gicos e ensaios SPT levantados em todas as camadas de regolito. As interpretações das imagens verdadeiras de resistividade elétrica e IP, foram baseadas nos dados 2-D invertidos, sob controle das estruturas internas e diferentes amostras do regolito, coletadas nos ensaios
Resumo 5
SPT, utilizando-se também, caraterísticas como grau de compactação, profundidades das camadas, do lençol freático e do embasamento cristalino.
Nas inversões 2-D, empregou-se a opção do programa de inversão robusta. Os resultados estatísticos para os modelos inversos obtidos nas duas linhas de LEM, mostram um erro mediano absoluto de 9.85% para resistividade e 1.5% para a cargabilidade. O modelo inverso de resistividade real obtido na linha L-1 da CONSIL, mostram um erro mediano absoluto de 18,4% e 14,8% para a cargabilidade. As linhas L-2 e L-3 apresentam um erro mediano de 3,6% para a modelo inverso de resistividade e 1,95%, para o modelo inverso de cargabilidade. O emprego das duas tecnologias combinadas de Geofísica elétrica e a Geotecnia foram úteis para identificar aspectos de engenharia tais como padrões de drenagem e caraterísti-cas dos materiais em áreas suceptíveis de escorregamento nas condições do clima atual em Salvador.
Palavras chaves: Tomografias geoelétricas, sondagens elétricas, potencial elétrico es-pontâneo, sondagem SPT.
Abstract
The application of tomographic methods for electrical resistivity and time-domain induced polarization combined with direct techniques of research such as standart penetration test (SPTs), were employed in the evaluation the subsurface geology within the urban area of Sal-vador. By detecting drainage patterns and underground the stability of geological structures in two potentially susceptible areas of slipping in Salvador-Bahia.These areas are referred as LEM and CONSIL, are located along artificial slopping cuts and hillsides, constituted by clay and silt-sandy materials with high degree of meteorization, which are potentially susceptible to slidings.
Within LEM area geoelectric data of electrical resistivity and IP were used, employing the Schlumberger array of electrodes, in two transverse lines located in the area affected by a sliding ocurred in the year 2005, in a slope of Luiz Eduardo Magalhaes Avenue . This geophysical information was complemented by 19 standard penetration probes distributed throughout the area, to know the geomechanics characteristics of the subsoil and the water table depth.
Near the CONSIL buildings the dipole-dipole array was used in 2012 along three trans-verse tomographic lines located in the area of Luiz Viana Filho Avenue. A map of spon-taneous electrical potential was surveyed following the initial positions of some electrodes embedded in the area where the Geoeletric survey was made. The results obtained were contourned using techniques of numerical interpolations using the Golden software SURFER 12.0 package, and qualitative interpreted to infer the natural groundwater flow pattern.
The Pseudo-sections of apparent resistivity and chargeability, were automatically in-verted using the RES2DINV package, complemented by lithological data and SPT tests drilled through layers of regolite. The interpretation made of the true images of electrical resistivity and IP, were interpreted based on the inverted results, under control of internal structures and samples of different types of soil, collected by means of SPTs, identifying also characteristics as layers depth of soil regolite, water table and depth to crystalline basement. In the 2-D inversions, was used the program option of robust inversion. The statistical
Abstract 7
results for the inverse models obtained in the two lines of LEM, show an absolute median error of 9.85% for resistivity and 1.5% for chargeability. The inverse model for the true resistivity of line L-1 of CONSIL area, shows an absolute median error of 18.4% and 14.8% for chargeability. Lines L-2 and L-3 presented an average error of 3.6% for the inverse resistivity model and 1.95% for the inverse model of chargeability.
Finally the results of the application of the two working methodologies that include geophysics and geotechnics were useful in identifying aspects of engineering such as drainage patterns and material characteristics in these two areas likely to Landsliding.
Keywords: Geoelectrical tomography, electrical soundings, spontaneous electrical po-tential, SPT test.
Índice
Resumo . . . 4 Abstract . . . 6 Índice . . . 8 Índice de Tabelas . . . 10 Índice de Figuras . . . 11 Introdução . . . 131 Aspectos Geológicos e Geomorfológicos da Área de Salvador . . . 15
1.1 Geologia e Geomorfologia . . . 17
2 MÉTODOS E TÉCNICAS USADAS NA PESQUISA . . . 20
2.1 Método IP-resistividade . . . 20
2.1.1 Bases Físicas . . . 21
2.1.2 Propriedades Elétricas das Rochas . . . 22
2.1.3 Efeito de Polarização Elétrica Induzida (IP) . . . 24
2.1.4 Potencial Elétrico Espontâneo (SP) . . . 27
2.2 Sondagens e Tomografias Geoelétricas . . . 30
2.3 Modelagem e Inversão Bidimensional . . . 32
2.4 Perfurações à Percussão SPT . . . 34
3 Experimento na Avenida Luiz Eduardo Magalhães . . . 38
3.1 Resultados Geotécnicos . . . 41
3.2 Resultados Geoelétricos da Linha 1 . . . 41
3.3 Resultados Geoelétricos da Linha 2 . . . 45
4 Experimento no Emprendimento CONSIL . . . 49
4.1 Resultados Geotécnicos na Área do empreendimento CONSIL . . . 51
Índice 9
4.2 Aquisição dos Dados Geoelétricos . . . 51
4.3 Resultados do Potencial Elétrico Espontâneo . . . 52
4.4 Resultados Geoeléctricos da Linha 1 . . . 53
4.5 Resultados Geoelétricos da Linha 2 . . . 57
4.6 Resultados Geoelétricos da Linha 3 . . . 60
5 Conclusões . . . 63
Agradecimentos . . . 65
Índice de Tabelas
2.1 Valores de resistividade elétrica de tipos rochosos comuns, modificada de Sharma (1989) . . . 24 2.2 Densidade relativa e consistência do solo inferidos de ensaios SPT, (tomado
de Terzaghi e Peck, 1996 e Sanglerat, 1972). . . 37
Índice de Figuras
1.1 Localização geográfica do município de Salvador-Bahia e das áreas de estudo, referenciadas como LEM e CONSIL. Fonte: Google Earth. . . 16 1.2 Localização Geográfica e Geologia da área de Salvador-Bahia. Fonte:
Modifi-cado de Nascimento (2008). . . 19
2.1 Fenômeno de IP-Polarização de membrana, modificado de Ward, 1990. . . . 25 2.2 Fenômeno de IP- Polarização de eletrodo, modificado de Orellana,1974. . . . 26 2.3 Fenômeno de SP numa Juncão liquida, (modificado de Orellana,1974). . . 27 2.4 Fenômeno de IP- Potencial de membrana, modificado de Orellana,1974. . . . 29 2.6 Tomografia elétrica usando arranjo Dipolo-Dipolo . . . 31 2.5 Arranjo de eletrodos tipo Schlumberger. . . 31 2.7 Esquema da montagem dos equipamentos num ensaio SPT. Consultado em
Abril 2, 2017 em: https://blogdopetcivil.com/2015/11/16/sondagem-de-solos-ensaio-a-percussao-spt/ 35 2.8 Procedimentos para obtenção das medidas do SPT. Consultado em Abril 2,
2017 em: https://blogdopetcivil.com/2015/11/16/sondagem-de-solos-ensaio-a-percussao-spt/ 36
3.1 Evidências de falhamento na área de estudo. Fonte: Autor. . . 39 3.2 Localização das sondagens geotécnicos e os perfis. Fonte: Autor. . . 40 3.3 Pseudo-seções de ρa observada e calculada e seção geoelétrica verdadeira
ob-tida por inversão com Res2Dinv para a Linha 1. Fonte: Autor. . . 43 3.4 Pseudo-seções de maobservada e calculada e seção verdadeira de cargabilidade
obtida por inversão com Res2Dinv, para a Linha 1. Fonte: Autor. . . 44 3.5 Pseudo-seções de ρa observada e calculada e seção geo-elétrica verdadeira
ob-tida por inversão com Res2Dinv para a Linha 2. Fonte: Autor. . . 46 3.6 Pseudo-seções de parâmetro de Polarização Induzida aparente observada e
cal-culada e seção verdadeira de cargabilidade obtida por inversão com Res2Dinv para a Linha 2. Fonte: Autor. . . 47 3.7 Composição litológica e dados das sondagens SPT-12 e SPT-13. (Fonte: Autor) 48
Índice de Figuras 12
4.1 Área de empreendimento Consil, mostrado sobre uma imagem de Google Earth. Fonte: Autor. . . 50 4.2 Sondagens à percussão levantados na região do Jardim central. Fonte: Autor. 51 4.3 Variações de SP na área interna do quadrilátero roxo da área de estudo. Fonte:
Autor. . . 52 4.4 Pseudo-seções de ρaobservada, calculada e seção geoelétrica verdadeira obtida
por inversão com Res2Dinv, para a Linha L-1. Fonte: Autor . . . 55 4.5 Pseudo-seções de parâmetro de polarização induzida aparente observada e
cal-culada e seção verdadeira de cargabilidade obtida por inversão com Res2Dinv, para a Linha L-1. Fonte: Autor . . . 56 4.6 Pseudo-seções de ρa observada e calculada e seção geoelétrica verdadeira
ob-tida por inversão com Res2Dinv, para a Linha L-2. Fonte: Autor . . . 58 4.7 Pseudo-seções de parâmetro de polarização induzida aparente observada e
cal-culada e seção verdadeira de cargabilidade obtida por inversão com Res2Dinv, para a Linha L-2. Fonte: Autor . . . 59 4.8 Pseudo-seções de ρa observada e calculada e seção geoelétrica verdadeira
ob-tida por inversão com Res2Dinv, para a Linha L-3. Fonte: Autor . . . 61 4.9 Pseudo-seções de parâmetro de ma observada e calculada e seção de
cargabili-dade vercargabili-dadeira obtida por inversão com Res2Dinv, para a Linha L-3. Fonte: Autor . . . 62
Introdução
Atualmente, em várias metrópoles brasileiras, fenômenos de escorregamentos em encostas tem causado inumeráveis danos e perdas econômicas para as populações ou obras de infra-estrutura. Além das condições ambientais, surgem problemas geotécnicos originados pelo excessivo crescimento da população, que leva aos asentamentos inadequeados das pessoas em áreas vulneráveis à escorregamentos. Além disso, a construção de estradas e avenidas em locais onde passam drenagens, constituem zonas de potencial perigo, especialmente nas estações de inverno onde os materiais geológicos mudam seu grau de saturação e favorecem processos de erosão e intemperismo nos materiais constituintes. Estes problemas princi-palmente de natureza antropogênica, geralmente precisam de um enfoque multidisciplinar, baseado no emprego de tecnologias invasivas, como ensaios geotécnicos, que só abordam informações da subsuperfície da terra, como extensão areal do corpo, caraterísticas geomor-fológicas do deslizamento, deslocamento superficial, entre outras.
Outros estudos baseados em medições diretas do subsolo tais como perfurações, inclinô-metros, ensaios de laboratório, oferecem apenas informações pontuais Petley et al. (2005). Entretanto, as ferramentas geofísicas permitem fazer avaliações diretas e indiretas das ca-raterísticas litológicas, hidrológicas e geotécnicas, de acordo com o deslocamento do escor-regamento. Além disso, as técnicas geofísicas permitem quantificar os volumes de material escorregado, sem necessidade de empregar amostras de solo ou testes geotécnicos.
O uso de Geofísica com tomografia de resistividade elétrica em escorregamentos, emprega-se principalmente devido às variações espaciais que pode sofrer a resistividade, afetando a aglomeração das partículas, o conteúdo de água subterrânea, a natureza dos eletrolitos, en-tre outros (Archie et al., 1942). Bogoslovsky e Ogilvy (1977) empregaram métodos elétricos e eletromagnéticos na avaliação geotécnica das condições de estabilidade do solo, estabele-cendo os requerimentos de projetos de fundações de importantes estruturas. Outros como, Samouëlian et al. (2005) empregaram métodos elétricos para avaliações de solos, encostas e estabilidade de taludes.
Dentro deste trabalho foram avaliados dois estudos que envolvem aspectos geotécnicos e
Introdução 14
hidrológicos, tentando caraterizar a drenagem e a mecânica do solo em áreas urbanas do mu-nicípio de Salvador-BA. Empregaram-se dados de IP-eletrorresistividade levantados no ano 2005 sobre um escorregamento de talude na Avenida Luiz Eduardo Magalhães que danificou severamente a estrutura sobre a qual foi construída uma estrada para melhorar o fluxo dos veículos. Além disso, empregaram-se informações de medidas diretas (perfurações SPT) para calibrar as informações geofísicas e melhorar a intepretação dos resultados. Adicionalmente, uma outra área aqui referida como empreendimento CONSIL, foi avaliada em 2012. Esta compreende uma zona residencial de edifícios próximo a Avenida Luiz Viana Filho, onde havia um problema de filtração permanente de água sobre a estrutura construída ao nível da garagem de dois blocos residenciais e empregaram-se informações de medidas diretas como no estudo da LEM para calibrar os resultados. Neste caso empregou-se IP-resistividade e complementarmente, um mapeamento superficial de potencial elétrico espontâneo (SP).
Nos dois estudos de caso, as técnicas geo-elétricas combinados a dados geotécnicos, foram muito úteis tanto para caraterizar os materiais do manto de alteração do embasamento cristalino, quanto para inferir seu grau de fraturamento e compactação, assim como definir os eventuais problemas de fluxo hidrodinâmico modificados pela interferência humana.
1
Aspectos Geológicos e Geomorfológicos
da Área de Salvador
O município de Salvador esta situado no estado da Bahia- Brasil, entre as coordenadas geográficas 12◦53’54’, e 13◦0’59’de latitude Sul e 38◦18’31’e 38◦32’20’de longitude Oeste. Limita-se ao sul e leste com o Oceano Atlântico, a Leste com a Bahia de Todos os Santos e ao Norte com os municípios de Lauro de Freitas, Simões Filho, Candeias e São Francisco do Conde.
O município é formado por uma parte continental e outra insular, na Baia de Todos os Santos, constituída por 30 ilhotas e circundada por 15 municípios, dentro da maior Baia do litoral brasileiro, ocupando 1100 km2 e 200 km2 de perímetro. Na Figura 1.1, mostra-se a
localização do município e a posição geográfica das duas áreas de estudo, onde se fizeram os levantamentos geofísicos.
A região metropolitana o município de Salvador detêm a maior população residente e a maior densidade demográfica, sendo que no censo de 2005, tinha um total de 2.673.560 habitantes com uma projeção para o ano 2030 de 3.251.938 habitantes (IBGE, 2005). O clima da região e úmido com temperaturas médias anuais de 25,3◦C, com mínimas em julho e agosto de 23,6◦C e a máxima em março de 26,7◦C, influenciadas pelas baixas altitudes encontradas na região (inferiores a 100 metros) que não alteram o caráter megatérmico do clima. Segundo a classificação de Koppen o clima de Salvador é tropical chuvoso, quente, com temperatura média anual superior a 18◦C e precipitações superiores a 2000 mm/ano, sem estação seca definida. Se distinguem dois domínios de vegetação na área continental no município de Salvador, dos quais um corresponde ao domínio de Mata Atlântica em diferentes estágios de regeneração (92,7 %) e, o segundo, uma vegetação antropizada (7,3 %). Dentro
Aspectos Geológicos e Geomorfológicos da Área de Salvador 16
Figura 1.1: Localização geográfica do município de Salvador-Bahia e das áreas de estudo, referenciadas como LEM e CONSIL. Fonte: Google Earth.
Aspectos Geológicos e Geomorfológicos da Área de Salvador 17
destes domínios de cobertura vegetal destacam-se um total de 9.382 hectares, constituindo 33,2 % da cobertura vegetal total. (Nascimento, 2008).
Numa escala regional o município possui um sistema de drenagem dendrítico, com suas nascentes originadas num planalto costeiro e fluxo das águas superficiais em direção ao Oceano Atlântico, com exceção da bacia do rio do Cobre, que correm em direção a Baia de Todos os Santos (Nascimento, 2005). Dentro da porção continental do município situam-se as principais bacias hidrográficas que são:
1. Bacia de Camarujipe: formada pelos afluentes Río das Tripas e Río Campinas, tendo uma extensão de 52 km2 (Nascimento, 2008);
2. Bacia de Cobre: faz parte o principal recurso do subúrbio ferroviário, cobrindo um área na parte Oeste do Município de Salvador (Nascimento, 2008);
3. Bacia de Jaguaribe: formada pelos principais afluentes tais como os Rios Águas Claras e Cabo Verde e o Rio Lucaia que passa próximo a estação de Lapa, passando o Dique de Tororó e percorrendo a Avenida Vasco da Gama (Nascimento, 2008);
4. Bacia do Rio Pituaçu: cujas águas desembocam na praia do Boca do Rio, tendo como principais afluentes os rios Cascão, Saboeiro e Cachoeirinha (Nascimento, 2008).
1.1
Geologia e Geomorfologia
A Geologia do município de Salvador é caracterizada por dois domínios geotectônicos im-portantes, separados pela Falha de Salvador, que possui uma extensão de 100 km e 6 km de deslocamento vertical. Associada com este falhamento, encontram-se uma densa rede de fraturas com rumos orientados nas direções N30-40E, E-W e N30-40W. Outros lineamentos menores, correspondem às falhas de Iguatemi e Morro de Águia, a primeira identificada por Nascimento (2008) e a ultima identificada durante os levantamentos geofísicos feitos neste trabalho.
A Falha de Salvador separa a Bacia Sedimentar do Recôncavo, localizada na parte baixa da cidade e o Alto do Embasamento Cristalino. Este alto é constituído por rochas ígneas e metamórficas de idade Proterozoica, que vão desde granulitos e tonalitos, monzodiorito até rochas de alto grau de metamorfismo tais como anfibolitos e migmatitos, com predominância do facies anfibolítico sobre o facies granulítico. Este alto cristalino, associa-se com carac-terísticas estruturais e topográficas marcantes, compartimentadas em 3 principais unidades geomorfológicas:
Aspectos Geológicos e Geomorfológicos da Área de Salvador 18
1. Um planalto costeiro dissecado formando uma faixa de direção NE-SW onde situam-se os bairros Cabula, Páu de Lima, Mata Escura, Federação, Barris, Nazaré, Barbalho, Liberdade e Cajazeiras.
Possui bordas com vales entalhados com profundidades superiores a 40 m e encostas que variam de 9 a 45◦ de inclinação (Nascimento, 2002),
2. Uma zona de mar de morros e lombadas formada por rochas gnaíssicas, graníticas e migmatíticas localizada à Oeste da Falha do Iguatemí. Trata-se de uma zona dissecada de colinas e morros que se estende na borda do planalto costeiro (Nascimento, 2002),
3. Uma planície litorânea que se estende de Amaralina ao extremo nordeste do município na região de Stella Mares e Praia do Flamengo, descendo até uma altura de 10 m nos cordões litorâneos. A planície penetra nos vales mais largos, constituídas por areias brancas muito lavadas, enriquecidas com cascalho e seixos de quartzo. Eventos sucessivos de transgressão e regressão marinhas expuseram as areias de origem fluvio-marinha, sobre as encostas de baixas colinas, formando as dunas de Vela Branca na Pituba, entre outras (Nascimento, 2002).
O segundo domínio geotectônico constituí a Bacia Sedimentar do Recôncavo formada por um intenso processo de rifteamento atuante na plataforma Sul-Americana durante o Jurássico. Estas rochas sedimentares constituem importantes sequências deposicionais, ca-racterizadas por eventos de Pre-Rifte, Rifte e Pos-Rifte. A Figura 1.2 amostra a conformação geológica do município de Salvador e as duas áreas objeto do presente estudo.
Aspectos Geológicos e Geomorfológicos da Área de Salvador 19
Figura 1.2: Localização Geográfica e Geologia da área de Salvador-Bahia. Fonte: Modificado de Nascimento (2008).
2
MÉTODOS E TÉCNICAS USADAS NA
PESQUISA
Neste Capítulo estão descritas as bases físicas dos métodos geofísicos e geotécnicos utilizados para a caracterização geológica e hidrológica das duas áreas de Salvador, com problemas de estabilidade de encosta e de filtrações de água subterrânea. Também estão resumidos aspectos importantes relativos a modelagem e inversão 2-D das tomografias geoelétricas realizadas para interpretação quantitativa da geologia em sub-superfície.
2.1
Método IP-resistividade
Os métodos elétricos surgiram no século XVIII com os trabalhos de Gray e Wheeler em 1720 sobre a resistividade das rochas e o descobrimento dos materiais condutores do solo por Watson em 1746 (Orellana, 1972). Em 1833 Brown construiu um sistema de prospecção elétrica baseado em dois eletrodos, que foi posteriormente desenvolvido por Daft e Williams em 1903, empregando correntes de baixas frequências.
No final da primeira guerra mundial em 1918, Conrad Schlumberger na França e Frank Wenner nos Estados Unidos criaram os primeiros dispositivos tetraeletródicos. Depois de 1918 até 1960 diferentes escolas de pensamento como a Franco-Soviética e da Suécia resalta-ram a importância da solução obtida por Stefanesco para a distribuição de potencial elétrico num semi-espaço infinito multi-estratificado. Posteriormente, este método foi empregado pela URSS na prospecção petrolífera.
Atualmente, com o desenvolvimento da informática surgiram novos métodos e técnicas
21
de modelagem direta para estruturas geológicas estratificadas, a partir de medidas feitas na superfície, como descrevem diferentes autores (Telford et al., 1990).
2.1.1
Bases Físicas
O ponto de partida da prospecção geoelétrica é definido pelas equações de Maxwell, que descrevem os fenômenos eletromagnéticos e podem ser usadas para estudar a estrutura da terra e determinar suas propriedades elétricas ou magnéticas Ward et al. (1988). Elas incluem a lei de Faraday que estabelece a existência de um campo elétrico, na região de um campo magnético variante no tempo, tal que a forca eletromotriz induzida é proporcional à taxa negativa de variação de fluxo magnético, isto é
∇ × ~E = −∂ ~B
∂t . (2.1)
Como partida para o cálculo do potencial elétrico em meio homogêneo usa-se a relação constitutiva entre o vetor densidade de corrente elétrica ~J , (taxa de transporte de carga por unidade de área) e o campo elétrico ~E. Em sua forma mais simples, a relação linear é conhecida como lei de Ohm;
~
J = σ ~E, (2.2)
em que σ é a condutividade elétrica, sendo em meios isotrópicos uma grandeza escalar, enquanto que em meios anisotrópicos é um tensor de segunda ordem (Nabighian e Corbett, 1988).
Considerando uma corrente continua fluindo em um meio homogêneo e isotrópico, o campo elétrico é irrotacional e a Equação (2.1) para o campo elétrico toma-se;
∇ × ~E = 0. (2.3)
O campo elétrico é o gradiente do potencial escalar,
~
E = −∇U. (2.4)
Substituindo ~E na Equação (2.2), obtém-se;
~
22
Admitindo um volume fixo de material homogêneo desprovido de fontes, usa-se o prin-cipio de conservação da carga elétrica em condições estacionárias (∇ · ~J = 0) para analisar o comportamento do potencial elétrico. Usando a equação (2.2), tem-se;
∇ · ~J = ∇ · (σ ~E) = Iδ(x − xf)δ(y − yf)δ(z − zf). (2.6)
em que I é a intensidade da corrente na fonte pontual localizada em (xf, yf, zf) e δ o
funcional delta de Dirac (Ward, 1990). Combinando as Equações (2.6) e (2.5), o potencial elétrico deve satisfazer a seguinte relação,
∇ · (σ∇V ) = Iδ(x − xf)δ(y − yf)δ(z − zf), (2.7)
ou
∇σ · ∇V + σ∇2V = Iδ(x − x
f)δ(y − yf)δ(z − zf). (2.8)
Se a região de estudo apresentar condutividade constante, ∇σ = 0, e for desprovida de fonte o potencial é harmônico e a equação satisfeita pelo potencial elétrico é a equação de Laplace;
∇2V = 0. (2.9)
A solução da Equação diferencial 2.6 ou 2.7 tem sua complexidade a dependente da geometria (condições de contorno) no modelo adotado. Neste caso, é importante definir duas condicoes que devem ser satisfeitas nas interfaces, sendo a primeira que o potencial deve ser continuo ao longo da interface, e a segunda que a componente densidade de corrente normal
~
J deve ser continua através da interface.
2.1.2
Propriedades Elétricas das Rochas
Os métodos geofísicos elétricos baseiam-se na injeção de uma corrente contínua ou de baixa frequência no terreno, com ajuda de um par de eletrodos de corrente, e a medida da diferença de potencial elétrico resultante entre dois pontos do terreno, associadas a distribuição da corrente elétrica injetada. Essa corrente elétrica propaga-se nos materiais do subsolo segundo três principais processos:
23
1. Condução ôhmica na qual a corrente se propaga em materiais que possuem elétrons livres como minerais metálicos disseminados;
2. Condução eletrolítica, aquela onde os íons dissolvidos na solução aquosa natural trans-portam a corrente nos poros das rochas.
3. A condução por correntes de polarização provocadas em materiais geológicos naturais que acumulam excesso de carga superficiais.
Na aquisição de dados eletrorresistivos empregam-se correntes de baixa frequência que geram correntes de condução e polarização (Telford et al., 1990), próprias das rochas consi-deradas como condutores e acumuladores eletrolíticos.
Archie et al. (1942) estabeleceram uma equação empírica que relaciona a resistividade elétrica de uma rocha ρ0 a resistividade de seu eletrolito de saturação ρw, ao volume de poros
interconectados e a quantidade de água no meio, isto é:
ρ0 =
ρw
(φm).(Sn w)
, (2.10)
em que φ é a porosidade e Sw é a fração de poros contendo água, e m e n são constantes
empíricas: (1,3 ≤ m ≤ 2,5 e n=2).
A resistividade de uma rocha pode variar a depender do conteúdo de fluídos no seu espaço intersticial, assim como de seu volume total de poros. Quanto maior a porosidade da rocha saturada em sua totalidade, menor será sua resistividade. Outras propriedades das rochas tais como textura, grau de fraturamento, dissolução ao longo de fraturas, devem ser levadas em conta.
Em conclusão, a resistividade constituí um parâmetro muito variável e dependente, não só da estrutura e textura da rocha, mas também do tipo de formação, em particular. A Tabela 2.1 mostra os diferentes intervalos de resistividade para diferentes tipos de rochas, de modo geral. No sistema internacional a unidade de resistência é o Ohm= V /A e a unidade de resistência específica, também chamada de resistividade (ρ0) é Ohm.metro, isto é Ω.m).
24
Rocha Resistividade (Ohm.m) Rochas ígneas 1 Rochas metamórficas 80 Argilas 80 Areias moles 80 Areias duras 3-5 Areia 20-30 Arenitos 4-8 Calcáreo poroso 5-15 Calcáreo denso 5-30
Tabela 2.1: Valores de resistividade elétrica de tipos rochosos comuns, modificada de Sharma (1989)
.
2.1.3
Efeito de Polarização Elétrica Induzida (IP)
Segundo autores como Bertin et al. (1976), o método de polarização elétrica induzida teve sua origem por volta de 1920 quando o pesquisador Conrad Schlumberger realizou medidas em depósitos de sulfetos metálicos, observando que quando a corrente elétrica introduzida no subsolo era interrompida, o campo elétrico não desaparecia abruptamente, mais sim de uma maneira lenta.
O fenômeno de sobrevoltagem ou polarização induzida (IP) observado no domínio do tempo, baseia-se na interrupção brusca da corrente continua injetada no terreno. Num meio polarizável, após essa interrupção o campo elétrico não decai abruptamente, mas sim de forma gradual com uma constante de tempo, sugerindo o armazenamento de cargas como num capacitor. O método de polarização induzida pode ocorrer em rochas com minerais metálicos ou em minerais com capacidade de prover a troca iônica em contato com alguma solução eletrolítica que preencha seus poros.
A condução de eletricidade nas rochas é devida, principalmente, a presença de soluções eletrolíticas nos espaços capilares do seus poros. Além disso, a presença de minerais metálicos e argilas nos poros das rochas, favorece um importante processo de intercâmbio iônico, durante a passagem da corrente, surgindo regiões mais carregadas que outras, criando-se um gradiente de concentração que impede o desaparecimento da tensão. Este fenômeno, medido para o caso desta pesquisa no domínio do tempo, chama-se de cargabilidade aparente e encontra-se representado pela expressão:
m = 1 Vc t2 Z t1 V (t) · dt, (2.11)
25
sendo Vc a voltagem observada durante a injeção da corrente continua, V (t) a voltagem
transiente integrada do intervalo de amostragem (t1 e t2).
Neste caso, compara-se a voltagem residual existente no intervalo de tempo t2− t1 com
a voltagem estabelecida durante o fluxo da corrente. Tendo em conta que Vt é muito menor
que Vc, a razão V (t)/Vc é expressa em unidades de milivolts por volt ou como percentual,
com o tempo variando entre 0,1 e 10 s (Telford et al., 1990).
O fenômeno de polarização induzida possui dois mecanismos principais: polarização de membrana e polarização de eletrodo.
Polarização de membrana
A polarização de membrana ocorre em função da diferença de mobilidade entre ânions e cáti-ons, devido à diferença nas redes cristalinas de alguns minerais (argilas principalmente) nas rochas. Defeitos nesses minerais criam cargas negativas na superfície que são compensadas por íons positivos. Em meios aquosos esses cátions se distribuem em torno da superfície se-gundo a estrutura de uma dupla camada de cargas. Quando as partículas dos argilo-minerais ficam próximas entre si, forma-se uma membrana semi-permeável que é filtradora de íons, permitindo a passagem de transportadores positivos e restringindo a dos negativos. Assim quando um campo elétrico for aplicado, os íons negativos se acumularão numa extremidade da zona, e deixarão a outra vazia, resultando na polarização como se amostra na Figura 2.7. Quando o campo elétrico é desfeito, os íons retornam as suas posições originais em um intervalo de tempo finito (Telford et al., 1990).
Figura 2.1: Fenômeno de IP-Polarização de membrana, modificado de Ward, 1990.
O efeito de polarização de membrana é mais pronunciado na presença de minerais de argila disseminados. Entretanto, essa magnitude não cresce progressivamente com a concen-tração da argila, mas atinge um máximo e depois decresce. Isto é devido a passagem alterna da entre uma seção de curto comprimento (0,001 cm) no material onde a acumulação dos íons não utiliza um tempo apreciável. Como resultado destes fatores, a polarização de membrana
26
é geralmente máxima quando a rocha tem uma concentração de minerais argilosos menor ou igual ao 10%¸e na qual os eletrolitos tem alguma percentagem de salinidade (Telford et al., 1990).
Polarização de eletrodo
Este tipo de polarização similar à polarização de membrana, existe quando minerais metálicos estão presentes na rocha e o fluxo de corrente é parcialmente eletrônico e parcialmente eletrolítico, ocorrendo uma reação química entre o mineral e a solução. Quando há um mineral metálico, uma rede de cargas de sinais opostos é formada em cada face, resultando no acúmulo de íons no eletrolito adjacente a cada face, como se amostra na Figura 2.8. A ação de eletrólise, de forma que quando a corrente flui, os elétrons são trocados entre o metal e os íons da solução, ocorrendo o efeito conhecido como sobrevoltagem (overvoltage) (Telford et al., 1990).
Figura 2.2: Fenômeno de IP- Polarização de eletrodo, modificado de Orellana,1974.
A magnitude do efeito de polarização de eletrodo depende tanto da magnitude da volta-gem aplicada quanto da concentração mineral. É mais pronunciada quando o mineral esta disseminado por toda a rocha hospedeira, pois a área de superfície disponível para a troca iônica atinge seu máximo (Kearey et al., 2013).
Para uma concentração de fluidos particular, a polarização diminui com o aumento da porosidade da rocha, devido ao incremento no numero de caminhos para a condução eletrolítica. Assim pode-se esperar uma maior resposta na polarização numa rocha ígnea com sulfetos disseminados que numa rocha porosa encaixante. Pesquisas de laboratório indicam que um valor acima de 75% dos poros da rocha contendo água variam os valores de polarização elétrica (Telford et al., 1990).
27
2.1.4
Potencial Elétrico Espontâneo (SP)
O método de potencial elétrico espontâneo baseia-se na medição de correntes elétricas natu-rais na subsuperfície terrestre. Segundo Sharma (1985) o potencial elétrico pode ser classi-ficado de acordo com o nivel de mineralização, ou potencial de ionização, difusão ou eletro-filtração. Dentro dos fenômenos que acompanham o princípio do método tem-se o desloca-mento das cargas negativas, compensadas por contra-íons em duplas camadas elétricas no interior das paredes dos poros das rochas. Esse potencial foi medido de forma complementar na avaliação da área de empreendimento CONSIL na Avenida Luiz Viana Filho
O movimento dos íons positivos ocorre com o fluxo hidráulico, concentrando-se ao fi-nal dos poros, gerando uma diferença de potencial entre os dois extremos dos capilares, criando-se o efeito chamado de potencial de fluxo ou eletro-filtração. As interpretações de SP segundo observações e modelagens indicam a existência de quatro mecanismos principais que produzem esses potenciais: potencial de difusão, potencial de mineralização, potencial de Nernst e potencial eletrocinético.
Potencial de difusão ou junção liquida
O potencial de difusão atua entre duas soluções em contato que tem diferentes concentrações iônicas, decorrendo das diferenças das mobilidades dos anions e cations em solução. Para o caso do ânion de Cl− e o cátion de N a+, suas mobilidades são diferentes sendo a do ânion
maior que a do cátion e o lado diluído da junção torna-se carregado positivamente, como se mostra na Figura 2.3. No estado de equilíbrio, o potencial através da junção compensa exatamente com as taxas liquidas de difusão do Cl− e N a+ (Jorden e Campbell, 1986).
28
O potencial de difusão para soluções diluídas de sais com composições diferentes esta representada por: Ed= − µa− µc µa+ µc RT nFln C1 C2 , (2.12)
em que ma e mc são as mobilidades do ânion e cátion respectivamente em unidades de
campo elétrico (m2/V
s), n é a valência dos íons, R é a constante dos gases (8,314 J/◦C), T
é a temperatura absoluta e C1 e C2 são as concentrações nas soluções.
Potencial de mineralização
Segundo autores como Gallas (2005), a natureza das anomalias de SP esta associada a sulfetos, tais como pirita e pirrotita, produzindo potencias intensos associados a corpos mineralizados maciços ou veios contínuos. Outros minerais como grafita, antracita e sulfetos de ferro e cobre produzem fortes anomalias (Sato e Mooney, 1960).
Um mecanismo de potencial espontâneo atualmente aceito segundo Sato e Mooney (1960) deve-se localizar numa zona de oxidação. Ali tem lugar uma serie de reações eletroquímicas na interface entre o corpo e a rochas encaixante, as quais ocorrem em regiões abaixo e acima do lençol freático, com o corpo servindo de ponte de conexão elétrica entre elas.
A origem destas reações ocorre pela diferença de potencial de oxidação (Eh) também
chamada de potencial redox entre as partes superior e inferior do corpo. Dentro das reações de redução que ocorrem nas proximidades da parte superior do corpo sulfetado envolvem o oxigênio e o íon férrico assim:
F e+3+ e− = F e+2 e O2+ 4H++ 4e−= 2H2O. (2.13)
Na zona inferior ocorre uma reação de oxidação que envolve íon ferroso e oxido ferroso como, por exemplo:
F e+2+ 3H2O = F e(OH)3+ 3H++ e− e F e(OH)2+ H2O = F e(OH)3+ H++ e−.
(2.14) Sato e Mooney (1960) utilizaram medidas de variação do pH e Eh feitas en diferentes
regiões dos Estados Unidos, concluindo que as condições naturais nas mineralizações não participam das reações químicas que ocorrem, servindo como condutores eletrônicos. Deste modo esperam-se pequenos valores do potencial em regiões áridas, dado o baixo nivel do
29
lençol freático onde a zona de oxidação é profunda. Em regiões árticas o "Permafrost"e outras camadas congeladas impedem fortemente a condução iônica.
Potencial de membrana o Nernst
Autores como Jorden e Campbell (1986) sugeriram que o potencial de membrana é gerado pela força elétrica entre as partículas com cargas elétricas opostas e iguais seguindo a lei de Coulomb. Dentro do fenômeno da difusão, entende-se como a tendência estatística das partículas redistribuírem-se das regiões onde são concentradas para aquelas onde a concen-tração é baixa. Na Figura 2.4 mostra-se uma membrana de argila separada de duas soluções iônicas que possuem diferentes concentrações, aqui a membrana deixa passar os cátions e inibe a passagem dos ânions.
Figura 2.4: Fenômeno de IP- Potencial de membrana, modificado de Orellana,1974.
Potencial eletrocinético
Segundo Telford et al. (1990), o potencial eletrocinético consiste quando uma solução de re-sistividade ρ e viscosidade η é forçada por um meio capilar ou poroso. O potencial resultante entre as extremidades da passagem é dado por:
Ek =
φ∆P ερ
4πη , (2.15)
30
da solução.
Dentro dos poros das rochas infiltram-se os eletrolitos, onde ocorre o fenômeno da dupla camada elétrica e as paredes dos grãos absorvem cargas de um sinal e o eletrolito a de sinal oposto (Lowrie, 2007). Segundo este autor, o potencial eletrocinético é influenciado na interação do liquido e a superfície do sólido, observam-se em conjunto com a infiltração de água em barragens no fluxo de água subterrânea através de diferentes unidades litológicas.
Os resultados do estudo de potencial espontâneo podem variar devido as condições de infiltração dos eletrolitos através dos poros das rochas, sendo a temperatura un fator que influencia a viscosidade e condutividade dos eletrolitos, afetando até a velocidade na qual os íons podem ser transportados.
As medições de SP podem sofrer influência de ruídos de diversas fontes tais como corren-tes telúricas naturais, efeitos topográficos, efeitos eletroquímicos, efeitos devido as variações na temperatura e conteúdo nas misturas no solo, entre outros. Por tal motivo as pesquisas devem considerar a existência destas fontes, separando-se as anomalias associadas às fontes de interesse daquelas que são consideradas ruídos (Butler e Llopis, 1990).
2.2
Sondagens e Tomografias Geoelétricas
As medidas da função resistividade aparente são efetuadas na pratica usando arranjos geo-métricos de quatro eletrodos. Para o arranjo Schlumberger, a resistividade aparente é dada por: ρa= π(a2− b2) 2b ∆V I , (2.16)
em que a é a metade da distância entre os eletrodos de corrente (AB/2) e b é a metade da distância entre os eletrodos de potencial (M N/2).
Segundo Telford et al. (1990) para distâncias entre eletrodos de corrente bem maiores que as distâncias dos eletrodos de potencial (a b) a resistividade aparente pode ser aproximada por; ρa = π(a2) 2b ∆V I . (2.17)
Para este trabalho foram efetuadas sondagens com arranjo Schlumberger de eletrodos sobre a área afetada por um escorregamento de encosta na Avenida Luiz Eduardo Magalhães. Nestas sondagens elétricas verticais (SEV), o centro e os eletrodos de potencial MN são mantidos fixos e as distâncias entre os eletrodos de corrente são consecutivamente expandidas AB, como vemos na Figura 2.5. Os centros das sondagens foram equi-espaçados de 20 m e empregou-se uma distância máxima de separação AB/2 para cada sondagem de 100 m.
31
Figura 2.6: Tomografia elétrica usando arranjo Dipolo-Dipolo
Figura 2.5: Arranjo de eletrodos tipo Schlumberger.
Para a área do empreendimento CONSIL foram efetuadas tomografias elétricas usando arranjo de eletrodos Dipolo-Dipolo dispostos ao longo de três linhas retas, mantendo fixas as distâncias entre eletrodos de corrente AB e eletrodos de potencial M N , como mostrado na Figura 2.6.
Nessa técnica as seções transversais de resistividade elétrica e parâmetro de IP foram construídas com separação básica de 5 m, em oito níveis de investigações desenhados para explorar a subsuperfície até profundidades de investigação da ordem de 15 m, na maior parte da região de interesse do trabalho na Avenida Luiz Viana Filho.
Para o arranjo dipolo-dipolo, a profundidade efetiva de investigação teórica (z) em cada nível n investigado, encontra-se representada como:
z = X
2, (2.18)
em que X é a distância entre os centros dos dipolos considerados (AB e M N ). Desta maneira as leituras são realizadas a partir do par de eletrodos de potencial M 1N 1 que correspondem
32
a uma profundidade teórica n = 1. A função resistividade aparente para o arranjo Dipolo-Dipolo e dada por:
ρa= 2πGa ∆V I , (2.19) em que, G = 1 1 n − 2 n + 1+ 1 n + 2 , (2.20)
é o fator geométrico do arranjo, a é o espaçamento entre dipolos AB e M N e n é o nível teórico de investigação.
2.3
Modelagem e Inversão Bidimensional
Neste trabalho foi utilizado o programa Res2Dinv da Geotomo Softwares (Loke, 2010). Este programa baseado no sistema operacional Windows, faz a inversão de dados de resistivi-dade e cargabiliresistivi-dade (IP), tanto de origem terrestre quanto de levantamentos subaquáticos. Determina automaticamente um modelo geo-elétrico 2-D de resistividade e cargabilidade para uma geologia da subsuperfície a partir de levantamentos tomográficos usando diferen-tes arranjos de adquisição em linhas de seções (Loke e Barker, 1995). Ele suporta inversões com até 16.000 eletrodos e 70.000 pontos de dados adquiridos com diferentes arranjos de eletrodos, codificados no software com números de 1 até 15.
O programa baseia-se na inversão de dados pelo métodos dos mínimos quadrados com suavização vinculada (smoothness-constrained ). Esta inversão utiliza o método de otimi-zação por mínimos quadrados de Gauss-Newton ou quase-Newton (Loke e Barker, 1996), sendo mais rápida que o método de mínimos quadrados para um grande conjunto de dados, requerendo pouca memoria computacional (Lines e Treitel, 1984).
O modelo 2-D consiste de um certo numero de blocos horizontais infinitos, de seção retangular distribuídos ao longo de uma seção transversal. Os tamanhos dos blocos são gerados automaticamente. A espessura da primeira linha de blocos é fixada em função do menor espaçamento de eletrodos usado na adquisição. As espessuras das linhas subsequentes são aumentadas normalmente de 10 a 25.
A profundidade das base dos blocos é fixada pela profundidade equivalente de inves-tigação do arranjo para os dados obtidos nos maiores espaçados usados no imageamento conforme proposto por Edwards (1977). Uma sub-rotina de modelagem numérica direta por diferenças finitas ou elementos finitos é usada para calcular valores de ρa simulados. Uma
técnica de otimização não-linear do minimização de uma função erro do ajuste é usada no programa de inversão (Loke e Barker, 1996).
33
A configuração da malha retangular dos blocos e seu tamanho é gerada automaticamente pelo programa, sendo mais precisa a modelagem dos dados quanto maior seja o número de pontos medidos em campo. A rotina usada pelo programa aplicando o método dos mínimos quadrados com suavização, baseia-se na seguinte equação:
(JTJ + λF )∆qk = JTg − λF qk, (2.21)
em que
F é uma matriz de suavização espacial do modelo,
J é a matriz Jacobiana das derivas parciais dos dados com respeito as variações dos parâmetros,
λ é o fator de amortecimento
∆qk é o vetor das perturbações no modelo
g é o vetor das discrepâncias entre o modelo corrente e os dados observados.
O vetor das discrepâncias é considerado como um valor do erro médio quadrático RMS (root mean squared ) e contém a diferença entre os valores calculados e medidos das resisti-vidades aparentes nas pseudo-seções.
O vetor de perturbação do modelo (∆qk) representa a variação dos valores de
resis-tividade do modelo calculado, usando a Equação (2.21). Dentre as vantagens do método, encontra-se que o fator de amortecimento e os achatamentos dos filtros podem ser ajustados, segundo diferentes tipos de dados (Loke, 1999).
O termo λ equilibra a necessidade de reduzir a discrepância e ao mesmo tempo produzir um modelo que seja razoavelmente suave e geologicamente realístico. Um valor de λ pequeno produz um modelo com menor erro de ajuste, as expensas de grandes variações nos valores de resistividade verdadeira no modelo.
Apos a aquisição dos dados no campo, obtém-se valores de resistividade e cargabilidade aparente representadas na forma de pseudo-seções. A inversão destes dados permite obter uma seção das cargabilidades e resistividades verdadeiras da subsuperfície, permitindo obter um imageamento bidimensional da estrutura interna das rochas. A discrepancia entre as seções de resistividade-cargabilidade aparente e verdadeira é medida através do erro RMS, no qual tenta-se obter um menor erro após cada iteração. Geralmente, o programa Res2Dinv apresenta os dados da inversão em três seções, sendo a primeira com valores de resistividade aparente medida, a segunda com valores de resistividade aparente calculada e a terceira com valores de resistividade verdadeira.
34
O programa é completamente automatizado e oferece diferentes tipos de inversões su-portando os mais conhecidos arranjos tais como Wenner, Schlumberger, Polo-Polo, Dipolo-Dipolo, gradiente e outros arranjos não-convencionais. No presente trabalho na área de empreendimento CONSIL empregou-se a opção de inversão robusta de blocos, para arranjos Dipolo-Dipolo. Para o caso LEM, empregou-se um arranjo Schlumberger, utilizando também a opção de inversão robusta.
2.4
Perfurações à Percussão SPT
Os ensaios de penetração padrão (SPT), permitem conhecer um valor da resistência à pe-netração no solo, de um amostrador padrão que é relacionada com parâmetros tais como densidade relativa, ângulos de atrito interno e carga admissível. Permite também coletar amostras do material para serem avaliadas no laboratório. As frequências mais comuns na realização de SPT são a cada 2 m, dependendo das características do terreno. A metodo-logia utilizada consiste em limpar o fundo e as paredes da perfuração, retirando a bateria de perfuração e instalando um amostrador-padrão de dimensões padrões. Este é cravado no solo através do impacto de um martelo de ferro, de 63,5 kg de massa, liberado a 75 cm de altura. São feitos furos no terreno até determinada profundidade, a partir do qual o ensaio é iniciado (González de Vallejo et al., 2002). A Figura 2.7 mostra o acoplamento do equipamento empregado na aquisição das sondagens SPT, onde enrosca-se o barrilete ou amostrador-padrão.
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Figura 2.7: Esquema da montagem dos equipamentos num ensaio SPT. Con-sultado em Abril 2, 2017 em: https://blogdopetcivil.com/2015/11/16/ sondagem-de-solos-ensaio-a-percussao-spt/
Na análise dos segmentos inicial e final dos impactos do martelo sob o amostrador, descartam-se os 15 cm iniciais, sendo os 30 cm finais do amostrador os que se levam em consideração, devido a compactação do terreno ou desmoronamentos nas paredes do poço. A cada metro avançado, são recolhidas amostras do solo, que complementarão a análise, podendo-se, a partir delas, definir sua composição. A Figura 2.8 mostra o processo no qual se efetua o procedimento de descarte dos primeiros 15 cm do segmento, que consiste no espaço de acomodação do amostrador-padrão e os seguintes 30 cm do espaço para registrar as batidas dentro do intervalo amostrado.
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Figura 2.8: Procedimentos para obtenção das medidas do SPT. Consul-tado em Abril 2, 2017 em: https://blogdopetcivil.com/2015/11/16/ sondagem-de-solos-ensaio-a-percussao-spt/
Quando o terreno é demasiado duro, e não se consegue extrair amostras, num intervalo de 100 batidas, para avançar um segmento de 15 cm, o ensaio é paralisado. Dentre os fatores que podem gerar problemas nos ensaios SPT, segundo González de Vallejo, Ferrer, Ortuño e Oteo (2002) estão:
1. falta de preparo e qualidade da sondagem como limpeza e estabilidade das paredes da perfuração;
2. comprimento da tubulação e diâmetro da sondagem, condicionando a fricção das pa-redes da sondagem e o peso do elemento que se vai cravar;
3. dispositivo de impacto que pode ser manual ou automático e que garante a aplicação da energia do impacto.
Os dados dos ensaios SPT, são interpretados levando-se em conta parâmetros geotécnicos que descrevem as propriedades mecânicas dos solos, como a densidade relativa, tendo em conta a influência da profundidade, o ângulo de fricção interna em solos granulares e o número de impactos para penetrar o solo em questão, segundo a carrega admissível e a consistência do solo granular (Terzaghi et al., 1996). Alguns desses resultados são ilustrados na Tabela (2.2):
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SPT (N) Densidade Descrição da Cone de resistência Angulo de fricção relativa compactação estática interna 4 0,2 Muito leve Embaixo de 2 Embaixo de 30 4-10 0,2-0,4 Leve 2-4 30-35 10-0 0,4-0,6 meio denso 4-12 35-40 30-50 0,6-0,8 Denso 12-20 40-45 50 0,8-1 Muito denso sob 20 sob 45
Tabela 2.2: Densidade relativa e consistência do solo inferidos de ensaios SPT, (tomado de Terzaghi e Peck, 1996 e Sanglerat, 1972).
3
Experimento na Avenida Luiz Eduardo
Magalhães
Os dados ao longo da avenida LEM foram adquiridos no ano 2005, imediatamente após ter ocorrido um escorregamento de talude associado as fortes chuvas que ocorreram em Salvador naquele ano. Este evento afetou uma parte importante da estrada e sua encosta, gerando um soerguimento do asfalto de mais de 3 m de altura.
Depois do desastre, observaram-se no material deslocado evidências de falhamentos pre-téritas na rocha descomposta tais como espelhos de falha e zonas de milonitização e cisalha-mento, pertencentes a uma falha geológica que for designada como Falha Morro de Águia e cartografada com base em análise de imagens aéreas do Google Earth, onde observou-se material grafitoso e evidências de espelhos de deslizes tal como se mostra na Figura 3.1.
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Figura 3.1: Evidências de falhamento na área de estudo. Fonte: Autor.
Para avaliar quantitativamente a extensão do dano causado, foram efetuadas 18 sonda-gens elétricas verticais dispostas nos dois lados da Avenida e com espaçamentos entre seus centros de 20 m. Uma das linhas cruzou o soerguimento e a outra estendeu-se ao longo do acostamento, no lado da pista não afetado pelo escorregamento, como mostrado na Fi-gura 3.2.
40
Figura 3.2: Localização das sondagens geotécnicos e os perfis. Fonte: Autor.
Além disso, foram efetuados 19 ensaios de penetração padrão com sondagens a percussão, visando avaliar a perda de coesão do material, assim como identificar a presença do lençol freático na zona de estudo.
O equipamento empregado na aquisição das sondagens elétricas foi o resistivímetro Syscal Pro, fabricado pela Iris Instruments, o qual dispõe de uma unidade receptora e transmissora digital. Além disso, foi adaptada uma configuração que permite fazer medições simultâneas de polarização induzida no domínio do tempo (cargabilidade) e de resistividade em corrente contínua. O equipamento opera com uma bateria comum de automóvel de 12 V, conectada a um conversor DC-DC de 250 W, com voltagem de saída variável de 100 a 800 V.
Para reduzir o efeito da polarização de eletrodo, nas medidas de resistividade/IP foram empregados eletrodos não-polarizáveis de cobre, nos quais o eletrodo é mergulhado em uma solução saturada de sulfato de cobre, e o contato ocorre entre a solução e o terreno através de potes porosos.
41
3.1
Resultados Geotécnicos
Ensaios à percussão SPT foram levantados na área do escorregamento de talude da Avenida LEM, assim como coletas de amostras de solo foram feitas em 19 locais da área de estudo afetada, segundo mostra a Figura 3.2.
Os furos SPT-1, SPT-2, SPT-7, SPT-14 e SPT-16, foram localizados ao longo da encosta fora da zona visível do deslize subsuperficial. Seus resultados mostram medias de N maiores que 20 batidas/30 cm de penetração compatíveis com os solos regolíticos de Salvador.
Dois ensaios à percussão (SPT-12 e SPT-13) situados na área de remobilização do mate-rial e próximo a Linha L1 geofísica vem mostrados na Figura 3.7. Esses resultados ilustram as condições geomecânicas da zona mobilizada e de seu substrato acima da rocha cristalina sã. Na região do escorregamento observa um média de N ≤ 10 batidas/25 cm de penetração, mostrando a fraca coesão no material mobilizado.
3.2
Resultados Geoelétricos da Linha 1
Os resultados geoelétricos obtidos na linha 1 que passa no lado do acostamento na porcão não afetada pelo deslize, tanto da resistividade (ρa) quanto da cargabilidade (ma) aparentes estão
mostradas nas Figuras 3.3 e 3.4. O ajuste estatístico para o modelo inverso da resistividade real mostrara um erro mediano absoluto de 10,9 %, e para o modelo inverso de cargabilidade real um erro absoluto de 1,7 %, após 6 iterações.
As sondagens centradas sobre a porção sã da Avenida (SE-09 a SE-06), indicam valores de ρarelativamente baixos, logo abaixo do solo, crescendo progressivamente com a profundidade.
Na mesma região, os dados de ma são mais altos e crescem também com a profundidade.
Por outro lado, na zona frontal ao escorregamento, os valores de ρa tornam-se bem mais
altos e a cargabilidade mais baixa, possibilitando delimitar a região lateral na qual ocorreu elevada perda de coesão e entrada de ar, nos fraturamentos em blocos da porção mais superior do regolito.
Os resultados qualitativos apontados se refletem nas seções verdadeiras de resistividade e cargabilidade mostradas nas bases das figuras. Em tais seções estão aproximadamente delineadas:
• a posição do nível freático, definido a partir das sondagens SPT;
42
resistividades superiores a 200 Ω.m;
• a zona de transição entre o material alterado (saprolito) e o embasamento cristalino muito fraturado e parcialmente alterado (ρ < 160 Ω.m);
• a extensão lateral inferida para a zona da Falha Morro do Águia, melhor indicada na seção de cargabilidade, em função da maior concentração de grafite.
43
Figura 3.3: Pseudo-seções de ρa observada e calculada e seção geoelétrica verdadeira obtida
44
Figura 3.4: Pseudo-seções de ma observada e calculada e seção verdadeira de cargabilidade
45
3.3
Resultados Geoelétricos da Linha 2
Os resultados geo-elétricos obtidos na Linha 2, que passa diretamente sobre o soerguimento de material deslocado, tanto as resistividades (ρa) quanto as cargabilidades (ma) aparentes
estão mostradas nas Figuras 3.5 e 3.6. Os resultados dos ajustes estatísticos para o modelo inverso de resistividade real mostram um erro mediano absoluto de 8,8 %, e para o modelo inverso de cargabilidade real um error absoluto de 1,3 %, após 9 iterações.
As sondagens centradas sobre a porção não afetada da Avenida (SE-1 a SE-2), indicam valores de ρa relativamente altos, logo abaixo do solo, decrescendo progressivamente com a
profundidade. Na mesma região os dados de ma por sua vez, apresentam valores medianos
crescendo em profundidade. Porém, sob SE-3 mostram valores de ρa relativamente baixos,
crescendo em profundidade, numa faixa estrutural quase vertical. Por outra parte, os dados de ma, apresentam valores relativamente altos, seguido de um decréscimo em profundidade.
Por outro lado, na zona afetada pelo material remobilizado que compreende as sonda-gens SE-5 a SE-9, indicam-se valores de ρa relativamente altos na subsuperfície permitindo
delimitar a zona onde tem material remobilizado, diminuindo em profundidade até 10 m e voltando a aumentar depois este valor.
Os resultados qualitativos apontados se refletem nas seções verdadeiras de resistividade e cargabilidade mostradas nas bases das figuras. Em tais seções estão delineadas:
• a posição do nível freático definido com base em sondagens SPT;
• a extensão vertical da zona de material remobilizado, de baixa coesão, e dessecado, indicado por resistividades superiores a 250 Ω.m;
• a transição entre o embasamento cristalino pouco fraturado na porcão ocidental do perfil (ρ > 500Ω.m) e na porção oriental (ρ < 200 Ω.m), que mostram o embasamento cristalino muito fraturado e fortemente alterado, até uma profundidade superior a 10 m;
• a extensão vertical inferida da zona de Falha Morro do Águia, abaixo da SE-5, assim como lineamentos sub-verticais sob SE-3, indicando diminuição dos valores de resisti-vidade (ρa< 250 Ω.m) e aumento dos valores de cargabilidade (ma> 11 mV /V ).
• os dados das sondagens à percussão SPT-12 e SPT-13 efetuadas na área afetada, mos-tram a pouca consistência e coesão do solo, devido ao material remobilizado, com um número de batidas por 25 cm inferior a 10, como se mostra na Figura 3.7.
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Figura 3.5: Pseudo-seções de ρaobservada e calculada e seção geo-elétrica verdadeira obtida
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Figura 3.6: Pseudo-seções de parâmetro de Polarização Induzida aparente observada e cal-culada e seção verdadeira de cargabilidade obtida por inversão com Res2Dinv para a Linha 2. Fonte: Autor.
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4
Experimento no Emprendimento
CONSIL
O terreno de construção do empreendimento CONSIL de dois edifícios residenciais, está localizado em uma vertente, em uma encosta com forte declividade. Após o início das obras das edificações começou-se a observar, em um corte na garagem dos prédios, vários pontos de exudações contínuas de água, de origem desconhecida, que aumentavam nos períodos chuvosos.
Hipóteses levantadas pelos engenheiros sugeriam a possibilidade de um vazamento, loca-lizado em uma adutora da EMBASA que abastece condomínios implantados na vizinhança. Outra sugestão avançada apontava uma fonte espalhada relacionada à infiltração e escoa-mento descendente de águas de chuvas no jardim da rua de acesso ao empreendiescoa-mento.
Dada a possibilidade dessa percolação poder causar uma instabilidade e deslizamento da encosta naquele setor, foram efetuadas injeções de cimento em furos ao longo do trecho da rua Ibiassucê conforme mapa da Figura 4.1, com a finalidade de grampear o solo de aterro no local. Além disso, foram instalados drenos sub-horizontais e efetuada a cimentação do corte na encosta.
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Figura 4.1: Área de empreendimento Consil, mostrado sobre uma imagem de Google Earth. Fonte: Autor.
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4.1
Resultados Geotécnicos na Área do empreendimento
CONSIL
Sondagens geotécnicas à percussão foram executadas na região do Jardim central, como parte dos trabalhos de caraterização geotécnica do regolito, exibindo quatro diferentes horizontes litológicos, segundo a correlação de facies mostrada na Figura 4.2.
Figura 4.2: Sondagens à percussão levantados na região do Jardim central. Fonte: Autor.
Dentro as principais caraterísticas destes horizontes destacam-se:
• uma camada superior, localizada na parte oeste da área, mostra um aterro de preen-chimento que exibe pouca coesão e composição silto-argilosa;
• um horizonte lixiviado areno-argiloso que exibe uma coesão moderada a intermediária;
• um horizonte saprolitizado mais argiloso, preservando feições e texturais da rocha ori-ginaria, que exibe maior coesão;
• uma camada de rocha sã ligeiramente alterada e fraturada, que constitui o embasa-mento cristalino, impenetrável à percussão.
4.2
Aquisição dos Dados Geoelétricos
Os dados geoeletricos no empreendimento CONSIL foram obtidos no ano 2012, aplicando-se a técnica de multiperfilagem simultânea de resistividade elétrica e polarização induzida no domínio do tempo usando arranjos dipolo-dipolo. Foram levantadas três seções geoelétricas transversais, ao longo das linhas indicadas na Figura 4.1. Também foi efetuado um levanta-mento com o método do potencial elétrico espontâneo, em pontos equi-espaçados de 5 m no interior da área demarcada pelo quadrilátero roxo da mesma figura.
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Para as medições de resistividade e IP foi necessário perfurar e atravessar a camada asfáltica usando uma minissonda rotativa. Foram perfurados buracos de 25 cm, até alcançar o topo do solo. Como eletrodos de potencial foram usados potes porosos com eletrodos centrais de chumbo e solução concentrada de cloreto de chumbo, firmemente fixados no terreno, com os buracos sendo preenchidos com águas salgadas. Os dados geo-elétricos de resistividade e polarização induzida das três pseudo-seções geoelétricas foram isocontornados usando o pacote SURFER 12. Além disso, os mesmos dados foram invertidos numericamente, supondo em primeira aproximacao que a estrutura geológica da subsuperfície da área teria simetria bidimensional, usando o pacote RES2DINV da Geotomo Softwares.
Além disso, empregou-se o pacote SURFER para isocontornar os dados de potencial espontâneo adquiridos nas mesmas estações onde fizeram-se as medições de resistividade e polarização induzida das três pseudo-seções geoelétricas levantadas usando a técnica multi-perfilagem ou tomografia.
4.3
Resultados do Potencial Elétrico Espontâneo
Na Figura 4.3 vem mostrada, em mapa, a distribuição do potencial elétrico espontâneo no entorno da área investigada. As zonas associadas a cores alaranjadas correspondem às áreas de PE menores que aquele do eletrodo base (tomado como zero). Nas zonas das cores azuis predominam potenciais mais altos que o do eletrodo base. As linhas de contorno zero constituem inflexões na superfície do PE natural. Esses resultados sugerem um sistema de correntes naturais dirigidas de norte para sul, na maior parte da área mapeada. Nota-se um ligeiro desvio para E-W na parte central da área, coincidindo com uma quebra de relevo da vertente.
Figura 4.3: Variações de SP na área interna do quadrilátero roxo da área de estudo. Fonte: Autor.
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Por convenção, a corrente elétrica é positiva no sentido do movimento das cargas nega-tivas, e sua intensidade varia proporcionalmente ao valor do gradiente de potencial elétrico. Como o fluxo hidrodinâmico transporta preferencialmente cargas positivas da solução ele-trolítica próximas as paredes dos poros, este fluxo tem padrão exatamente oposto ao da corrente elétrica natural. Assim, pode-se inferir no mapa da Figura 4.2, a presença de baixas velocidades hídricas próximo ao valor do contorno zero, com aumento progressivo de valor para nordeste na maior parte da área, e para noroeste na parte oeste do mapa. As zonas de valores mais elevados de PE, tanto negativos quanto positivos, podem indicar os locais mais permeáveis nos quais as velocidades de fluxo hídrico se torna ligeiramente mais elevadas.
4.4
Resultados Geoeléctricos da Linha 1
Os resultados geoelétricos obtidos na Linha L-1 que passa ao longo da camada asfáltica, tanto de resistividades (ρa) quanto das cargabilidades (ma) aparentes estão mostradas nas Figuras
4.4 e 4.5. Foi necessário a supressão de 15 valores anômalos de resistividades negativas obtidos no levantamento de campo, obtendo-se um erro mediano absoluto de 18,4%, para o ajuste do modelo invertido de resistividade real e 14,8% para o modelo inverso de cargabilidade, após 7 iterações.
Distinguem-se dois porções entre os eletrodos de sondagem (6-10) e (15-17), o primeiro deles mostrando valores de ρarelativamente altos, logo abaixo do solo e até uma profundidade
de 10 m e o segundo também valores altos, desde os 8 m de profundidade até a o final da seção investigada. Na mesma região, os dados de ma, por seu turno, são mais baixos na
primeira porção que na segunda.
Por outro lado, na parte E -W da seção aparece uma zona que encontra-se com valores de ρa bem mais baixos e de cargabilidade mais altos, bordeando as porcões mais resistivas,
permitindo delimitar uma região com maior argilosidade e maior saturação de água.
Os resultados qualitativos apontados se refletem nas seções verdadeiras de resistividade e cargabilidade mostradas nas bases das figuras. Em tais seções estão delineadas:
• dois blocos A e B mais resistivos (ρa > 1000 Ω.m) que o regolito original, resultantes
da injeção de cimento efetuada para grampear o solo do aterro no local e controlar a exsudação de água durante a construção;
• uma zona de resistividades baixa a intermediária (10 Ω.m a 100 Ω.m) na região E-W da seção, possivelmente associada a uma zona de maior argilosidade e saturação de água;
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• três zonas com valores de cargabilidades intermediária a alta (17 mV/V a 38 mV/V) indicando a presença de materiais permeáveis e menos argilosos (materiais lixiviados) com possíveis instantâneos de avance de fontes de saturação de água, na porcão Oci-dental e central do bloco de cimentação A;
• as regiões de cargabilidades mais baixas compreendem os blocos mais resistivos criados pela cimentação e a porcão mais profunda da imagem abaixo de 8 m de profundidade com caraterísticas muito argilosas;
• a extensão lateral e vertical de uma rocha cristalina fraturada na porcão inferior oeste da seção, melhor indicada no perfil de cargabilidade em função do aumento do valor de IP (> 140 mV/V), devido a presença de minerais fontes de IP.
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Figura 4.4: Pseudo-seções de ρa observada, calculada e seção geoelétrica verdadeira obtida
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Figura 4.5: Pseudo-seções de parâmetro de polarização induzida aparente observada e cal-culada e seção verdadeira de cargabilidade obtida por inversão com Res2Dinv, para a Linha L-1. Fonte: Autor
