Médotos não sísmicos

UNIVERSIDADE FEDERAL DO PARÁ – UFPA

CURSO DE ANÁLISE DE BACIAS SEDIMENTARES COM ÊNFASE NAS REGIÕES EQUATORIAIS

Médotos não sísmicos

Módulos I e II

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Introdução à exploração de bacias sedimentares com métodos não

sísmicos.

Generalidades

Os métodos geofísicos de exploração do ponto de vista conceitual podem ser divididos em dois grupos: os que têm como fonte os campos naturais da Terra e aqueles que utilizam uma fonte gerada artificialmente na superfície da Terra.

No entanto, a exploração geofísica na indústria do petróleo frequentemente é reconhecida em três grupos: Métodos Sísmicos, Perfilagem de Poço e Métodos Não-Sísmicos, possivelmente pela ampla aplicação dos métodos sísmicos nas diversas etapas do processo exploratório e da importância da geofísica de poço para petrofísica e para os estudos de estratigrafia.

Tradicionalmente os métodos potenciais, que utilizam como fonte de energia os campos naturais da Terra (gravitacional, magnético e eletromagnético) têm sido empregados nos estágios iniciais do processo exploratório, nos estudos de reconhecimento regional, compartimentação tectônica, geologia estrutural, ocorrência rochas intrusivas etc. Por vezes esses métodos foram colocados de certa forma à margem da exploração de bacias, possivelmente em razão da baixa resolução e precisão devido às limitações técnicas no passado, principalmente de posicionamento, que eram bastante precárias, e pela baixa capacidade de amostragem, armazenamento e tratamento de um grande volume de dados.

Nas últimas duas décadas, principalmente com o desenvolvimento de sistemas de posicionamento GNSS e de sistemas geofísicos da alta resolução, com grande capacidade de processamento e armazenamento de dados e amostragem espacial e temporal, os métodos potencias passaram a assumir um papel mais significativo na exploração. Além de permitir que grandes áreas possam ser sistematicamente estudadas em curtos períodos de operação, pois os sistemas geofísicos (principalmente gravímetros e magnetômetros) passaram a ser embarcados em aeronaves e navios. A alta resolução e precisão atual desses sistemas possibilitam obter informações mais detalhadas dos eventos em subsuperfície, resolvendo questões geológicas que por vezes os métodos

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sísmicos por si só não são capazes de resolver, tais como estruturas verticalizadas, imageamento sísmico abaixo de camadas de sal e soleiras de diabásio, distinção de camadas de baixo contraste de impedância acústica.

De fato em exploração geofísica sempre temos que ter em mente que a geologia1 é soberana, e na medida em que se faz uma investigação indireta a respeito das características das rochas baseada em princípios físicos, sempre haverá ambiguidades, pois diversas situações geológicas podem ter uma mesma resposta anômala para uma propriedade física investigada (resistividade elétrica, densidade, impedância acústica etc). Conforme diferentes métodos geofísicos são integrados de maneira adequada para resolver uma determinada tarefa exploratória, a chance de o intérprete chegar a um modelo mais próximo da realidade é significativamente maior.

É nesse sentido de integração de métodos que será conduzido o nosso estudo. Vamos focar nos métodos não-sísmicos que efetivamente são empregados na exploração de bacias sedimentares com o objetivo de estudar sistemas petrolíferos: Gravimetria, Magnetometria e Magnetotelúrico. Veremos brevemente os princípios físicos envolvidos, depois daremos ênfase à parametrização de levantamentos para entender o que cada método é capaz de “enxergar” e assim atingir o objetivo exploratório. Veremos as diversas metodologias e técnicas de aquisição de dados, os testes e calibrações envolvidos e as etapas de controle de qualidade. Em seguida veremos as principais etapas envolvidas no processamento de dados para que o exploracionista possa entender aquilo que está sendo apresentado para interpretação e reconhecer nos dados eventuais artefatos ou problemas que possam causar anomalias espúrias e interpretações errôneas. Veremos a também as principais ferramentas utilizadas para separar, isolar e/ou realçar as anomalias de interesse e prepara-las para modelagem. Estudaremos os principais métodos de modelagem numérica para que o exploracionista possa escolher o modelo mais adequado para interpretação e solução do problema geológico proposto e por fim veremos como transformar modelos geofísicos em informações geológicas e como integrá-los de maneira apropriada com a sísmica e demais informações geofísico-geológicas disponíveis.

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Portanto, o objetivo principal dessa disciplina é orientar o exploracionista na aplicação adequada dos métodos não-sísmicos durante as etapas do processo exploratório na solução de problemas geológicos.

A Tarefa de Exploração Geofísica

Não podemos dizer que existe uma receita para a aplicação dos métodos não-sísmicos conforme o estilo de bacia sedimentar a ser investigada, pois cada lugar é único na Terra e caberá ao intérprete escolher a forma mais adequada de abordar o problema geológico a ser resolvido a partir da compilação de informações prévias disponíveis.

Todavia, algumas peculiaridades dos métodos potenciais e o que esperar em termos de características geológicas de cada estilo de bacia sedimentar nos permite partir de um modelo inicial mais elaborado.

A aplicação dos métodos potenciais para solução dos problemas geológicos propostos requer múltiplas etapas desde a aquisição de dados até a interpretação geológica final. Podemos classificar em cinco etapas principais:

1. Adquirir dados com detalhamento e precisão adequados ao objetivo exploratório. A parametrização do levantamento executado deve estar em consonância com os alvos geológicos de interesse exploratório. A execução do levantamento deve ser acompanhada de inspeção e controle de qualidade para que o objetivo seja atingido.

2. Reduzir os dados numa forma interpretável. Consiste na etapa em que todas as componentes dos campos medidos que não tem informação geológica, assim como ruído instrumental e ambiental, são removidas. É a etapa comumente chamada de processamento de dados.

3. Identificar e isolar as anomalias de interesse exploratório. Os campos anômalos medidos podem ser considerados como uma soma de todos os comprimentos de onda e amplitudes medidos na região de interesse, que variam conforme a dimensão, propriedade física e profundidade das fontes. Nessa etapa, através da

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aplicação de filtragem e outras operações computacionais, as anomalias de interesse são identificadas e isoladas para as etapas seguintes de interpretação quantitativa e realçadas pra interpretação qualitativa.

4. Identificar as características das fontes. Nessa etapa as características das anomalias tais como tamanho, formato, amplitude, gradientes são combinadas com o conhecimento geológico prévio da área de estudo para chegar a um modelo físico dos alvos de interesse exploratório. Esses modelos são obtidos geralmente por modelagem direta ou inversa, utilizando vínculos geológicos e matemáticos. 5. Transformar os modelos físicos em informação geológica. É a etapa em que as

informações das características físicas dos modelos obtidos são transformadas em informações geológicas a partir do conhecimento das propriedades físicas (densidade, resistividade, susceptibilidade magnética, impedância acústica etc) das rochas da área de estudo e da disposição geométrica das estruturas geológicas de interesse exploratório.

Veremos as particularidades de cada uma dessas etapas de acordo com os métodos de exploração estudados.

Gravimetria e Magnetometria

Os métodos potenciais gravimétrico e magnetométrico são baseados nas medidas das perturbações dos seus respectivos campos planetários causados pelas fontes anômalas que são detectadas na superfície terrestre ou próximo dela, a partir das quais são obtidas informações geológicas de interesse exploratório. Respondem basicamente a variação lateral das propriedades físicas (densidade e susceptibilidade magnética) das rochas que compõem a superfície terrestre. Os campos gravitacional e magnético são campos potenciais e, portanto obedecem a equação de Laplace. As magnitudes desses campos são uma função da variação na energia potencial e dessa forma dependem da posição relativa entre a fonte anômala e o ponto de tomada da medida. Esses campos medidos são a

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soma de todos os efeitos de todas as fontes anômalas, independente da quantidade anômala e distância.

Vejamos a seguir de maneira simplificada a fundamentação teórica dos métodos para que possamos ter claro cada etapa envolvida na tarefa geofísica.

Fundamentação teórica

Os métodos gravimétrico e magnetométrico são fundamentados em leis similares baseadas em observações empíricas, a lei da gravitação de Newton e a lei de atração magnética de Coulomb, respectivamente.

A lei e Newton,

𝐹_𝑔 = 𝐺𝑀′𝑀 𝑟2

expressa a força (Fg) de atração entre dois pontos de massa (M’ e M) separados por uma distância (r), e G é a constante gravitacional (6,672 x 10-11 Nm2/kg2 no SI).

Similarmente a lei de Coulomb,

𝐹_𝑚 = 1 𝜇𝜇₀

𝑃′𝑃 𝑟2

relaciona a força (Fm) entre dois polos magnéticos separados de uma distância (r), µ0 é permeabilidade magnética no vácuo e µ é a permeabilidade magnética do meio circundante.

A força é sempre atrativa no caso da lei de Newton e somente é atrativa segundo a lei de Coulomb no caso de polos magnéticos de sinais opostos.

As forças expressas pelas equações acima não podem ser determinadas independentemente. A força de atração gravitacional é determinada por unidade de massa onde esta massa unitária é uma massa fictícia localizada no ponto de medida. De acordo com a segunda lei de Newton,

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onde a’ é a aceleração da massa M’ causada pela queda livre em um campo gravitacional de massa M. Dessa forma a aceleração da gravidade g, pode ser escrita

𝑎′ _{= 𝑔 = 𝐹}

𝑔 𝑀′ = 𝐺 𝑀 𝑟2 ⁄

Similarmente a força magnética definida pela lei de Coulomb também não pode ser determinada de forma independente. A forma mais usual de expressar a força magnética é a intensidade do campo magnético que é definida como a força magnética em uma unidade de polo e pode ser medida por magnetômetros. Dessa forma

𝐻 = 𝐹_𝑚/𝑃′ = 1 𝜇𝜇₀

𝑃 𝑟2

onde P’ é um polo magnético fictício em um ponto no espaço onde o sensor está localizado.

A unidade de medida da aceleração da gravidade utilizada na exploração geofísica é o mGal (1 mGal = 10-5 m/s2), em razão das pequenas variações da aceleração devido as fontes anômalas. A unidade de medida da intensidade do campo magnético mais utilizada na exploração é o nT (nanoTesla). 1 nT equivale a 1 gama (γ) ou 10-5 oersted.

A aceleração da gravidade e a intensidade do campo magnético conforme vimos acima, são grandezas escalares. No entanto, na exploração geofísica é necessário tratar essas grandezas como vetores e descrever a direção em que elas são medidas.

Na gravimetria nós medimos a componente total do campo gravitacional (gt) que é a soma vetorial da gravidade normal (gn) devido a Terra e a soma de todos os efeitos das massas anômalas (ga),

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Na prática, como gn>>ga, podemos considerar a medida como sendo da componente vertical.

Diferentemente da componente vertical da gravidade que varia em torno de 0,5% na superfície terrestre, são grandes as mudanças de intensidade do campo geomagnético conforme a direção. Em geral aumenta do equador magnético para os polos, da ordem de 25.000 nT a 70.000 nT. As características vetoriais do campo geomagnético, veremos em detalhe mais adiante.

Potenciais e Campos

Uma massa ou polo magnético na presença de outras massas ou corpos magnetizados assim como a Terra possuem uma energia inerente (energia potencial), que no caso das massas é o potencial gravitacional e no caso das fontes magnéticas o potencial magnético. Essa energia ou potencial é definido como a quantidade de trabalho feito em mover uma massa ou polo magnético do infinito até o ponto de medida no campo devido a outras fontes. O potencial é importante onde quer que a magnitude do campo medido dependa da posição. Essa é uma grandeza escalar e, portanto independe da posição ao contrário dos campos gravitacional e magnético que são direcionalmente dependentes. Dessa forma é possível tratar o potencial nas equações de maneira mais simples.

A atração gravitacional g e o campo magnético H podem ser determinados a partir das equações

𝑔 = −𝑑𝑈_𝑑𝑟 e 𝐻 = −𝑑𝑉_𝑑𝑟

Onde U e V são os potenciais gravitacional e magnético respectivamente e r é a direção em que g e H são medidos.

No caso gravitacional podemos considerar um corpo de densidade uniforme, σ, subdividido em elementos infinitesimais Δm. Assim o potencial em um ponto de distância

8 𝑈_𝑃 = lim ∆𝑚→0∑ 𝐺∆𝑚 𝑟 𝑀

Considerando o ponto P localizado em α, β, 0 e os elementos de massa em x, y, z, podemos escrever

∆𝑚 = 𝜎∆𝑥∆𝑦∆𝑧 Colocando na forma diferencial e integrando em M, temos

𝑈_{𝑃𝛼𝛽𝑂} = 𝐺 ∭ 𝜎𝑑𝑥𝑑𝑦𝑑𝑧 [(𝑥 − 𝛼)2_{+ (𝑦 − 𝛽)}2_{+ 𝑧}2_]1 2⁄ Então 𝑔 = −𝑑𝑈 𝑑𝑧 = 𝐺 ∭ 𝜎𝑑𝑥𝑑𝑦𝑑𝑧 [(𝑥 − 𝛼)2_{+ (𝑦 − 𝛽)}2_{+ 𝑧}2_]3 2⁄ ou 𝑔 = 𝐺 ∭𝜎𝑧𝑑𝑣 𝑟3

No caso magnético equações similares são utilizadas exceto pela complexidade em razão da característica dipolar e dos atributos direcionais da magnetização. Magnetização ou polarização magnética (J) é o momento magnético por unidade de volume. O potencial magnético em um ponto P devido ao volume magnético dv, na distância r, é

𝑉 = −𝐉 𝜕 𝜕𝑎∭

𝑑𝑣 𝑟

onde a é a direção da magnetização J, e H na direção do campo magnético b é 𝐻_𝑏 = 𝐉 𝜕2

𝜕𝑎𝜕𝑏∭

𝑑𝑣 𝑟

Essas são as equações básicas para o cálculo dos efeitos gravimétricos e magnéticos dos corpos e estruturas geológicas em sub superfície.

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Propriedades físicas

As equações apresentadas acima estão em termos de valores absolutos, no entanto na exploração tratamos com contraste de propriedades físicas representadas nas equações pelas grandezas Δσ e ΔJ. As mudanças dessas propriedades na área de interesse provocam pequenas mudanças nos campos observados, que quando comparados algebricamente com os campos teóricos esperados para um modelo de Terra homogênea e isotrópica, tornam-se campos anômalos a este modelo. Esse é basicamente o conceito de anomalia, que é atribuída à variação da propriedade física de um determinado corpo geológico (fonte) com o seu entorno.

A densidade dos materiais da crosta terrestre varia basicamente entre 1,0 g/cm3 e 3,0 g/cm3. Alguns minerais individualizados ou mesmo rochas com alta porosidade podem fazer com que esses limites sejam superados para cima e para baixo respectivamente. É a partir do entendimento das características de cada litologia que se torna possível inferir a constituição geológica em sub superfície aplicando-se o método gravimétrico. A variação da densidade de rochas cristalinas é primariamente controlada pelo conteúdo mineral. Rochas félsicas contém uma porcentagem maior de quartzo e feldspatos ricos em potássio e sódio do que nas rochas máficas, e por isso têm uma densidade inferior a estas. Já a densidade em sedimentos e rochas sedimentares siliciclásticas é mais controlada pela porosidade, compactação e cimentação do que pelo conteúdo mineral. Os sedimentos e rochas sedimentares de origem química possuem uma ampla variação de densidade em razão da presença de espaços vazios, porém primariamente é controlada pelo conteúdo mineral. A figura 1 apresenta o intervalo de densidade encontrado para os tipos de rochas mais abundantes na crosta.

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Figure 1: Intervalo de densidades das principais classes de rochas mais abundantes da crosta terrestre.

Como vimos anteriormente a magnetização ou polarização magnética de um corpo magnetizado é definida como o momento magnético por unidade de volume, representado pela unidade nT ou A/m (Ampere por metro). A magnetização é a soma vetorial da magnetização induzida e da magnetização remanescente. A magnetização induzida é causada pelo campo magnético terrestre e é o produto da sua intensidade com a susceptibilidade magnética k, que pode ser definida como a facilidade que um material tem de adquirir magnetização. Primariamente a susceptibilidade magnética das rochas é controlada pelo conteúdo de magnetita. Esse mineral ferromagnético é um mineral comum em rochas ígneas e metamórficas e ocorre em traço em sedimentos e rochas sedimentares. A figura 2 mostra a variação de susceptibilidade magnética para vários tipos de rochas da crosta terrestre. Em geral a susceptibilidade magnética aumenta com o conteúdo máfico das rochas.

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Figure 2: Intervalo de susceptibilidade das principais classes de rochas mais abundantes da crosta terrestre.

A magnetização remanescente é a outra componente da magnetização de rochas que pode ter origem de diferentes formas e em diferentes períodos ao longo da história da rocha, é a magnetização permanente que fica “gravada” na rocha. A intensidade e direção da magnetização remanescente pode às vezes superar a magnetização induzida, mostrando um padrão de anomalia não esperado para uma determinada posição no globo. Rochas como gabro, basalto oceânico, formações ferríferas bandadas geralmente assumem magnetização remanescente significativa.

Esses são os princípios básicos pelos quais os métodos potenciais gravimétrico e magnetométrico são fundamentados. Para aprofundar o assunto recomendamos a leitura do texto de Hinze et al. (2012).

12 Tarefa Geofísica

O fluxograma apresentado na figura 3 mostra em detalhes as etapas de trabalho para solução de problemas geológicos a partir da aplicação da gravimetria e magnetometria.

13 Desenho do levantamento

A primeira etapa do trabalho consiste em definir adequadamente o objetivo exploratório que será investigado. A figura 4 mostra um exemplo de fontes anômalas e suas definições para uma bacia do tipo rifte.

Figure 4: Fontes de anomalias e parâmetros de levantamento. 1 – semi graben, 2 – horst, 3 – vulcânicas intrusivas, 4 – dobras sedimentares, 5 – falha principal, 6 – heterogeneidades no embasamento.

As fontes de interesse produzirão anomalias com diferentes amplitudes e comprimentos de onda de acordo com o contraste de propriedades físicas com o meio circundante, com a geometria dessas fontes e principalmente com a distância entre fonte e sensor (profundidade). É nessa etapa que é necessário avaliar aquilo que poderá ser observado com resolução e precisão adequadas.

A resolução do levantamento é definida primariamente pela amostragem espacial. Os levantamentos gravimétricos e magnéticos na exploração de óleo e gás são basicamente executados utilizando-se aeronaves. A figura 5 mostra esquematicamente os desenhos mais comuns de levantamentos conforme a plataforma utilizada.

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No levantamento aéreo as linhas de voo são equiespaçadas lateralmente de modo a cobrir toda a área de interesse. Linhas de amarração são dispostas perpendicularmente numa proporção entre 1 para 5 a 1 pra 10, com o objetivo de eliminar possíveis desníveis causados por efeitos que veremos mais adiante. Nessa configuração o objetivo é obter um mapa ou malha de dados que represente os campos anômalos e a partir destes possa ser feita a modelagem e interpretação. Nessa configuração a amostragem é anisotrópica, pelo fato de ter super-amostragem ao longo das linhas de voo, sendo o limite de comprimento de onda amostrado definido pela capacidade do equipamento e pela velocidade da aeronave; e por ter baixa amostragem lateral, cujo limite amostral é definido pelo espaçamento entre as linhas de voo. De uma forma geral os comprimentos de onda observados nas medidas são definidos pela distância entre o sensor e a fonte, ficando cada vez maior quanto maior for essa distância, ou seja, fontes profundas possuem comprimentos de onda mais longos e fontes mais rasas possuem comprimentos de ondas mais curtos. Então quanto mais raso for o objetivo exploratório, menor deverá ser o espaçamento entre linhas de voo. A sintonia entre alvo exploratório e a resolução do levantamento é fundamental para se otimizar os custos. Se por um lado a amostragem for insuficiente, o objetivo não será alcançado e haverá desperdício de recursos, por outro uma super-amostragem representará redundância de dados aumentando significativamente os custos sem necessidade.

A figura 6 mostra a relação entre separação entre fonte e sensor com relação ao comprimento de onda da anomalia.

Figure 6: Resolução espacial teórica a partir dos teoremas do potencial e de Nyquist. Exemplo: amplitude da anomalia (1σ intervalo de confiança) = Gravimetria: 0,6 mGal / Magnetometria: 1,0 nT, espaçamento: 3km.

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O espaçamento ótimo entre linhas de voo com relação à separação entre fonte e sensor pode ser estimado conforme Reid (1980):

ℎ

∆𝑥 = 0,5

Onde h é a distância media entre fonte e sensor, Δx é o espaçamento entre linhas de voo, resultando em um índice de falseamento de apenas 4,3% para o levantamento. Na figura 7 é indicado o limite entre as profundidades das fontes que serão amostradas adequadamente e aquelas que serão falseadas em relação ao objetivo exploratório (soleiras no caso) para levantamentos de alta e baixa resolução (figura 8).

Figure 7: Exemplo de alvo adequadamente amostrado.

A precisão e acurácia dos levantamentos gravimétricos e magnéticos é o segundo fator que deverá ser levado em consideração na definição dos parâmetros de aquisição. A precisão definirá o limite de amplitude da anomalia confiável para interpretação. Amplitudes inferiores à precisão (geralmente considera-se 2 sigmas de intervalo de confiança) não são confiáveis para interpretação quantitativa. A precisão dos levantamentos é definida pela capacidade nominal dos equipamentos e por testes executados em campo, dos quais falaremos adiante. A acurácia é outro parâmetro

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fundamental, principalmente com relação à gravimetria. Os levantamentos gravimétricos são relativos, ou seja, possuem uma referência do valor de G para abertura e fechamento dos circuitos. Esses valores são tomados a partir de redes oficiais e transportados para os pátios das aeronaves para abertura e fechamento dos voos de prospecção. Levantamentos de diversas naturezas ou executados por diferentes sistemas, uma vez amarrados as redes, poderão ser integrados adequadamente.

Figure 8: Exemplo de amostragem e detecção das fontes de interesse.

O ultimo parâmetro, e não menos importante é a direção de voo. É comum projetar as linhas de voo na direção perpendicular às estruturas geológicas da área, mas essa pode

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não ser a melhor opção, principalmente quando o objetivo é mapear estruturas lineares como diques de diabásio, por exemplo. Vejamos a figura 9 apresentada abaixo.

Figure 9: Otimização de orientação de levantamento de acordo com o interesse exploratório. Fonte: Murray & Tracey.

A orientação das linhas de voo com um ângulo de 30° ou 60° em relação ao strike geológico pode fornecer mais informações do que orientado perpendicularmente. Em um espaçamento de 4 km entre linhas alinhadas relativamente paralelas a um dique com espessura de 500m, este poderá não ser observado. Se as linhas forem alinhadas em 30°, o espaçamento efetivo passará a ser de 2km (4km sen30°) amostrando o dique de maneira mais efetiva, definindo melhor sua posição e dimensões.

Um aspecto importante para o levantamento magnético é a declinação magnética. Levantamentos orientados na direção do campo vão reproduzir anomalias magnéticas completas, que é a forma mais adequada do ponto de vista físico.

A figura 10 mostra um exemplo de otimização direcional num levantamento gravimétrico e magnético executado na Bacia do Amazonas. É possível notar a amostragem adequada dos diques de diabásio.

Da definição dos parâmetros espaçamento entre linhas, direção e altura de voo, e da definição da precisão e acurácia do levantamento é possível extrair as informações que

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serão detectáveis no levantamento e, portanto passiveis de modelagem e interpretação. Em geral:

 Anomalias interceptadas por pelo menos 3 linhas de voo e com amplitude superior a precisão do levantamento são passiveis de modelagem e interpretação quantitativas;

 Anomalias interceptadas por 2 linhas de voo com amplitude superior a precisão do levantamento são passiveis de interpretação qualitativas;

 Anomalias interceptadas por apenas uma linha de voo com amplitude superior à precisão do levantamento são passiveis de interpretação qualitativas, levando-se em conta outros atributos geológicos disponíveis na estação de trabalho;

 Anomalias interceptadas por 1 ou 2 linhas de voo com amplitude inferior a precisão do levantamento são passiveis de interpretação quantitativas, mas com restrições levando-se em conta outros atributos geológicos disponíveis na estação de trabalho;

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A definição dos parâmetros de voo deve passar, portanto por uma criteriosa avaliação das fontes de interesse exploratório utilizando-se toda informação disponível a priori e executando-se modelagem sintética a partir dos modelos pré-concebidos. As figuras 11, 12 e 13 apresentadas a seguir mostram uma modelagem sintética para avaliação da detecção de soleiras e saltos de soleiras de diabásio na bacia sedimentar do Paraná. Foram utilizados 3 cenários em profundidades diferentes com os parâmetros:

 Espessura: ~100m / Salto: ~250m / Comprimento de onda: 2,3 e 4 km;

 Susceptibilidade magnética: 0.1 SI Campo: 25000nT, inc: -25º, decl: -20º Densidade: 2.9 g/cm3;

Os saltos de soleiras são identificáveis em termos de comprimento de onda amplitude na profundidade de 1500m. No entanto os métodos vão perdendo a efetividade conforme a mesma estrutura vai ficando mais profunda (aumento da distância fonte – sensor).

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Figure 12: Modelagem sintética. Soleira na profundidade de 2500m.

21 Testes e Calibrações

Testes e calibrações são etapas fundamentais e devem ser seguidas à risca nos levantamentos gravimétricos e magnetométrico, pois é destes que serão extraídos os valores de precisão, os parâmetros de correção e redução de dados e assim garantir que as fontes de interesse sejam devidamente mapeadas.

Nos levantamentos gravimétricos executados com aeronaves os principais testes e calibrações são:

 Transporte do valor de G: tem o objetivo de amarrar os levantamentos à rede gravimétrica oficial para avaliação da acurácia, solução de deriva de instrumentos e controle de qualidade. Consiste em transportar o valor de G para o pátio de estacionamento das aeronaves através de circuitos A-B-A-B-A, onde A é a estação da rede com valor de G conhecido e B é a estação de onde os voos serão abertos e fechados.

 Calibração dos gravímetros: existem diversos tipos de gravímetros que são utilizados em levantamentos aéreos, os mais comuns são os que utilizam acelerômetros e cordas vibrantes. Como são instrumentos que fazem medições relativas, suas constantes de proporcionalidade devem estar calibradas e ser de conhecimento do exploracionista para controle de qualidade dos dados. A estabilização termomecânica dos sensores também é um fator crítico. Sensores mal estabilizados apresentarão derivas não lineares e sua remoção dos dados é praticamente impossível. Um teste de avaliação da deriva dos sensores deverá ser executado. A deriva deve ter baixa amplitude e apresentar um comportamento linear.

 Calibração dos sistemas inerciais: gravímetros aeroembarcados são instalados em sistemas inerciais para garantir a verticalidade do instrumento para as tomadas de medidas. Os sistemas inerciais deverão estar funcionando dentro do intervalo limite para que componentes horizontais da aceleração indesejadas não interfiram nos dados.

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 Instalação de bases de monitoramento GNSS: os algoritmos de processamento de dados utilizam o posicionamento da aeronave para modelagem e remoção das acelerações dinâmicas. Dessa forma, a posição precisa da aeronave deverá ser garantida, uma vez que a aceleração é a segunda derivada da posição, e qualquer pequeno erro causará grandes efeitos nos dados coletados. Bases GNSS são instaladas com separação máxima de 100km entre si para garantir que o pós processamento seja efetivo. Essas bases também deverão estar amarradas ao sistema geodésico de referência. Sistemas modernos utilizam a metodologia GNSS RTK, que dispensam a utilização das bases, porem tem abrangência limitada pela conexão entre base e móvel.

 Teste de repetibilidade: é utilizado para avaliar a consistência interna (precisão) e externa (acurácia) dos dados. No teste de consistência interna uma linha voo é voada diversas vezes e o desvio padrão da diferença entre os valores obtidos para as anomalias mapeadas representará uma estimativa da precisão do levantamento. Exemplo na figura 14. O teste de consistência externa consiste na execução de algumas linhas de voo sobre uma área onde já foi executado um levantamento gravimétrico com precisão conhecida e superior ao levantamento a ser executado. Um exemplo é apresentado na figura 15.

Figure 14: Teste de repetibilidade - consistência interna. Perfis de anomalia ar livre de uma linha de voo. Com 6 passagens. Acima sem remoção de tendência 0, abaixo com remoção de tendência 0. Valor de precisão obtido para

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Figure 15: Teste de consistência externa. 1. Anomalia Bouguer - dado terrestre. 2. Anomalia Bouguer - dado aéreo. 3. Diferença. Acurácia obtida = 0,6 mGal. Área do teste = 9 x 63 km.

Nos levantamentos magnéticos executados com aeronaves os principais testes e calibrações são:

 Instalação de bases de monitoramento do campo externo: como sabemos o campo magnético terrestre tem origem no núcleo (chamado de campo interno) e sofre

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variações devidas ao fluxo de plasma solar que atinge a magnetosfera (campo externo). Essa variação de origem externa deve ser removida dos dados. Para isso, bases de monitoramento (magnetômetros) são instaladas na área de levantamento para que o campo externo seja medido e removido dos dados. A distância entre as bases não deve ser superior a 50km;

 Determinação dos coeficientes de compensação magnética: os levantamentos magnéticos são executados com magnetômetros de vapor de césio, que são os sensores de maior precisão e resolução disponíveis. No entanto esses sensores são susceptíveis às mudanças de orientação no campo magnético, e como a aeronave faz evoluções constantemente é necessário conhecer essas mudanças e compensa-las. São três as componentes principais de compensação: a componente rígida, que corresponde ao efeito de magnetização da aeronave voando em diferentes direções no campo magnético; a componente dinâmica que consiste nas mudanças do campo causadas pelos movimentos de roll, pitch e yaw; e a componente suave relacionada ao fluxo de correntes e estática na fuselagem da aeronave. Um voo é executado em grande altitude e em uma região de baixo gradiente magnético para que esses efeitos possam ser facilmente modelados e isolados. Nesse voo a aeronave faz uma sequencia de manobras nas 4 direções de voo pré-determinadas. A diferença entre o sinal compensado para o não compensado é o parâmetro de qualidade a ser avaliado e é conhecido na literatura como FOM (Figure of Merit) – Exemplo na figura 16. Sistemas mal compensados causarão falsas anomalias no resultado final, comprometendo sobremaneira a interpretação.

 Teste de precisão: ao final do levantamento os valores dos sinais magnéticos, já editados, corregidos, reduzidos e nivelados são comparados nos cruzamentos entre linhas de voo e linhas de amarração (figura 17). O valor do desvio padrão das diferenças representa uma estimativa da precisão do aerolevantamento.

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Figure 16: Figura de Mérito. Gráfico superior: em verde o campo magnético compensado e em vermelho o campo magnético não compensado. Gráfico do meio: as três componentes vetoriais do campo magnético medidas pelo

magnetômetro vetorial (fluxgate). Gráfico inferior: Passa altas dos sinais magnéticos compensado (azul) e não compensado (vermelho), mostrando que os efeitos da aeronave estão compensados. Tabela: Amplitude das

anomalias compensadas causadas pela aeronave.

26 Controle de Qualidade

Durante e logo após a execução do levantamento é necessário fazer inspeções para garantir que os parâmetros determinados antes do levantamento estão sendo cumpridos. Os principais aspectos do controle de qualidade são:

 Posicionamento: são parâmetros que envolvem o posicionamento tridimensional

preciso dos sensores (aeronave). A tolerância é determinada geralmente durante os testes e calibrações:

o Altura de voo: geralmente tem se uma tolerância de 10 a 20% a altura de voo pré-determinada para trechos de linhas de voo conforme o objetivo do levantamento, salvaguardado as limitações geográficas impostas. Os voos gravimétricos são geralmente executados no período noturno, onde as condições de turbulência na atmosfera são atenuadas. São voos executados em níveis barométricos constantes ou semidrapeados utilizando o auxilio de piloto automático, que permite obter correções de direção mais suaves do que o voo manual;

o Espaçamento entre linhas de voo: a tolerância geralmente também é 10% do espaçamento nominal para trechos de linhas de voo conforme o objetivo do levantamento;

o Direção: mudanças de direção tem tolerância entre 5° e 10° para pequenos trechos das linhas de voo.

 Amostragem: a amostragem espacial pode ser influenciada pela velocidade da

aeronave ou falha na gravação dos dados. Trechos de linhas fora dos intervalos de amostragem determinados devem ser revoados.

 Gravimetria: são os parâmetros que controlam a precisão e integridade dos dados

gravimétricos. Os principais são:

o Deriva dos gravímetros: devem ter comportamento linear e taxa de deriva temporal dentro dos intervalos pré-determinados.

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o Sistema inercial: geralmente esses são sintonizados na frequência de Schuller. A navegação inercial fora dos intervalos de desvio da vertical pré-determinados deverão ser revoados.

o Turbulência: trechos de linhas turbulentos cujas variações de acelerações dinâmicas não podem ser compensadas no processamnto deverão ser revoados.

 Magnetometria: são os parâmetros que controlam a precisão e integridade dos

dados magnéticos. Os principais são:

o Variação diurna: os intervalos de tempo com forte atividade magnética cujos intervalos de variação pré-determinados sejam superados deverão ser revoados, assim como se houver interrupção na gravação nas bases de monitoramento.

o Compensação Magnética: os trechos de linhas de voo notadamente não compensados deverão ser revoados.

o Nível de ruído: O ruído magnético geralmente tem caráter de alta frequência e costuma ser sistemático. Pode ter origem instrumental ou ambiental. Geralmente o valor a ser atrelado à tolerância é a quarta diferença do sinal. Ruídos aleatórios poderão ocorrer. Se não forem passíveis de edição ou filtragem, comprometendo o sinal, os trechos de linhas onde ocorrer deverão ser revoados.

Um aspecto importante para a execução dos trechos de revoos é que estes passem, no mínimo, por duas linhas de amarração.

Todo o controle de qualidade precisa ser finalizado antes da desmobilização, garantido assim a integridade dos dados que serão utilizados nas etapas seguintes.

Por fim, durante a inspeção é importante ter um registro da produtividade, da conformação do levantamento com as normas oficiais de regulamentação vigentes para que as ações sejam tomadas no menor tempo possível.

28 Processamento de dados

Após a conclusão da etapa de aquisição de dados e da checagem da conformidade destes com os parâmetros estabelecidos, os dados são submetidos ao processamento para expressar os campos anômalos produzidos pelas fontes de interesse.

Gravimetria

A figura 18 apresenta um fluxograma geral para o processamento de dados gravimétricos.

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Cerca de 99,9 % da intensidade do sinal gravimétrico medido não são de interesse exploratório e devem ser removidos durante o processamento. Apenas 0,1% da amplitude do sinal é utilizado para interpretação geológica.

A primeira etapa consiste em compilar a base de dados colhidos e integrar os dados de posicionamento com os dados dos gravímetros e do sistema inercial. Comumente essa integração é feita por meio de horário GPS utilizando relógios de alta precisão. Os dados então são carregados na estação de trabalho em programas dedicados e então submetidos à checagem de integridade e edição para remoção de possíveis picos espúrios ou trechos com dados não adequados aos parâmetros de aquisição. As etapas de correção gravimétricas são:

 Modelagem e remoção de acelerações dinâmicas Ax, Ay e Az e suas derivadas para o caso de levantamentos aéreos, executado a partir da aplicação de filtros preditivos (Kalmam) ou regressão multidimensional;

 Correção da inclinação residual do sistema de navegação inercial;

 Correção de Maré: remoção do efeito luni-solar de atração;

 Correção de Eotvos: como os dados são adquiridos em plataforma móvel precisam ser corrigidos das mudanças na aceleração centrífuga. Depende da Latitude e da Velocidade vetorial;

 Correção de deriva instrumental: remoção da deriva termomecânica dos sensores gravimétricos através da abertura e fechamento do voo gravimétrico sobre ponto com valor de G conhecido;

 Correção de latitude e cálculo da atração do elipsoide de referência e remoção da gravidade normal (gn);

 Cálculo da Anomalia Ar Livre: correção da elevação do ponto de medida com relação à superfície elipsoidal (correção do gradiente vertical em relação ao ponto de medida).

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A segunda etapa consiste em reduzir os dados em um formato interpretável, uma vez que a anomalia ar livre contem todo o efeito indesejado da topografia e deve ser removido. Nessa etapa são executados os seguintes passos:

 Cálculo do efeito do relevo a partir de um modelo digital de terreno utilizando-se o valor de densidade mais próximo da realidade. Esse valor pode ser obtido com amostragem local ou informação de poço, ou ainda aplicando-se o teste de Nettleton, que consiste em encontrar a densidade que apresente a menor correlação (positiva ou negativa) entre o relevo e a anomalia reduzida. A figura 19 apresenta um exemplo de aplicação do teste de Nettleton e muma bacia rifte.

 Aplicação da Correção de Relevo e Cálculo da Anomalia Bouguer: nessa etapa chega se então à redução Bouguer Completa que é a forma interpretável do dado gravimétrico, pois responde basicamente as fontes geológicas originadas pelo contraste lateral de densidade na região de interesse.

 Pode haver ainda necessidade de aplicação de filtragem 1D de longo comprimento de onda (passa baixas) caso ruídos indesejados ainda estejam presentes nos dados.

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A terceira etapa consiste no nivelamento dos dados. Eles procedimento é realizado para resolver os problemas que ainda persistem nos dados de todas as correções aplicadas. Consistem em remover sucessivamente tendências de grau 0 e 1 dos dados baseado na estatística dos valores do campo nos cruzamentos das linhas de controle e amarração. Dados não nivelados apresentam feições lineares na direção das linhas de voo e podem mascarar trends geológicos reais (figura 20), além de gerar artefatos indesejados durante o processo de modelagem.

Figure 20: Efeito do nivelamento nos dados. Fonte: internet.

Por fim os dados ao longo das linhas de voo são interpolados para obter uma malha bidimensional pronta para as etapas seguintes de interpretação (figura 21).

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Magnetometria

A figura 22 apresenta um fluxograma geral para o processamento de dados magnéticos.

Figure 22: Fluxograma de processamento de dados magnéticos.

A primeira etapa consiste na compilação da base de dados e integração com os dados de posicionamento GNSS e checagem da integridade dos dados. A edição dos dados consiste em remover todos os valores espúrios sistemáticos ou aleatórios a partir de edição manual ou aplicação de filtragem de passa baixas ou adaptativa. A figura 23 apresenta um exemplo de edição de dados magnéticos de uma base de monitoramento.

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Figure 23: Exemplo de remoção de spikes e degraus e filtragem corta altas em um dado de variação diurna.

A segunda etapa consiste na remoção do efeito da variação diurna, através da subtração dado da base de monitoramento; aplicação da correção de paralaxe, que é um efeito causado pelos pequenos atrasos gerados pela distância entre o sensor magnético e a antena GPS na aeronave, que, voando em direções opostas causa um efeito de deslocamento das fontes (figura 24); segue com a aplicação da compensação magnética e por último a remoção do IGRF (International Geomagnetic Reference Field) que corresponde ao modelo de campo gerado no núcleo. Ao final dessa etapa todas as componentes não geológicas do campo foram removidas.

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A correção e remoção dos efeitos relativos às componentes não geológicas do campo não é perfeita e pequenos desníveis ainda poderão permanecer entre as linhas de voo, similar ao dado gravimétrico. Para remover esse efeito indesejado aplica-se um nivelamento estatístico pela remoção de tendências de grau 0 e 1 sucessivamente a partir da análise dos valores do campo nos cruzamentos de linhas de voo e de amarração. Se o efeito ainda persistir em alguns trechos aplica-se um micronivelamento baseado em filtragem e decorrugação do campo perpendicularmente a direção das linhas de voo. Ao final dessa etapa os dados são interpolados para constituir uma malha bidimensional do campo anômalo na versão interpretável.

Figure 25: Campo Magnético Anômalo. Resultado final do processamento.

Isolamento e realce das anomalias de interesse

As anomalias gravimétricas e magnéticas combinam o efeito de toda variação horizontal de densidade e susceptibilidade magnética na Terra, incluindo as anomalias de interesse exploratório. É comum que estas sejam distorcidas ou mascaradas pela sobreposição de

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outras anomalias de diferentes comprimentos de onda e amplitudes. As anomalias mais amplas e profundas são comumente chamadas e anomalias regionais. As anomalias oriundas de fontes locais são chamadas de anomalias residuais ou locais e por vezes podem coincidir com as anomalias de interesse geológico. A separação das anomalias regionais, residuais e de interesse geológico é um problema crítico em razão da superposição e do controle que exerce sobre a precisão no processo de interpretação. Existe uma série de técnicas gráficas e numéricas (filtros) para separar as componentes regionais e locais dos campos anômalos. Essas técnicas podem ser separadas em dois tipos:

 Isolamento: que consiste em isolar as anomalias de interesse geológico, mantendo-se as suas características para que possam ser aplicadas análises e modelagem quantitativa das fontes;

 Realce: que consiste em acentuar algumas características de um determinado grupo de anomalias que possuem significado geológico especial. Esse procedimento por vezes distorce significativamente as anomalias, o que impede a modelagem e análises quantitativas, mas são realçadas para interpretação qualitativa.

A remoção da componente regional ou de outras componentes sem interesse exploratório é um processo de filtragem. A seleção do método e dos parâmetros de corte é crucial para garantir que as anomalias de interesse não sejam distorcidas, mas raramente amplitude ou fase são preservadas. Isso é dificultado pela grande intervalo de frequências presente nos dados, principalmente nos dados gravimétricos. A forma mais adequada de fazer isso é utilizar o máximo possível de informações geológicas a priori e testar diversos parâmetros até que o melhor ajuste geológico seja obtido.

Algumas técnicas de avaliação espectral do conjunto de anomalias podem ser utilizadas, como a média radial do espectro de potência, que se baseia na análise gráfica do espectro para estimar a profundidade de contribuição de cada intervalo de frequências. Essa

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técnica auxilia na definição das frequências de corte a serem utilizadas na filtragem. Um exemplo é apresentado na figura 26.

Figure 26: Técnica da média radial do espectro de potência para um conjunto de dados gravimétricos da Bacia do Parnaíba.

Entre as técnicas de filtragem mais aplicadas estão:

 Análise e remoção de superfícies de tendência: nesse método a componente

regional é aproximada a partir dos dados observados pelo método dos mínimos quadrados. Então essa superfície regional é removida dos dados observados para obter a componente local (residual);

 Filtragem digital no domínio da frequência: esse método é baseado na análise de

Fourier. É uma das técnicas mais eficientes para a aplicação de filtros, pois permite trabalhar com uma grande quantidade de dados. Janelas móveis de diversos tamanhos são aplicadas sobre as malhas bidimensionais dos campos anômalos para estimar o espetro em cada janela e assim compor as frequências mais recorrentes em cada intervalo. Um exemplo dessa separação janelada é apresentado na figura 27.

MÉDIA RADIAL DO ESPECTRO DE POTÊNCIA

y = -154.77x + 7.3257 R2 = 0.9964 y = -40.595x + 0.9148 R2 = 0.9948 y = -24.692x - 2.8146 R2 = 0.9711 -15 -10 -5 0 5 10 0.00 0.05 0.10 0.15 0.20 0.25 0.30 0.35

Número de onda (1/k_unit)

L o g ( P o tê n c ia ) h=12,30km h=3,23km h=1,96km

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Figure 27: Decomposição espectral do campo anômalo.

 Filtros de continuação: consiste em projetar analiticamente ou numericamente os

campos anômalos observados para níveis superiores (continuação para cima) ou para níveis inferiores (continuação para baixo). Significa aumentar ou diminuir a distância sensor-fonte computacionalmente. A continuação para cima minimiza os efeitos dos componentes de número de onda mais altos associados às fontes locais e rasas, obtendo-se a componente regional. A continuação para baixo vai amplificar a alta frequência e minimizar a baixa frequência. Esse procedimento permite obter a componente residual. No entanto requer que o dado não possua ruído, caso contrario irá amplifica-lo sobremaneira.

 Filtros de transformação, como redução ao polo: Esse tipo de filtragem é usado

comumente para remover os efeitos da declinação e inclinação da polarização magnética, assumindo que a magnetização é apenas induzida pelo campo interno. A filtragem ajusta uma condição ideal onde a magnetização é vertical, como se estivesse no polo magnético, realçando a correlação entre a anomalia e a fonte. Esse operador praticamente não é efetivo para regiões equatoriais, pois causa uma distorção significativa no campo anômalo;

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 Filtros derivativos: esse tipo de filtragem pode ser aplicado no domínio da

frequência ou com operador convolutivo e tem o objetivo de realçar gradientes como falhas, lineamentos, contatos, mergulhos. Uma série de combinações geométricas pode ser aplicadas à um conjunto de dados com os mais diversos objetivos. São bastante efetivos na delimitação de bacias e análise estrutural.

 Filtros direcionais: é utilizado para passar ou rejeitar determinadas componentes

de número de onda que estão alinhados a um intervalo limitado de trends direcionais. Esse tipo de filtragem distorce significativamente o campo anômalo e na maioria das vezes não tem efetividade interpretativa.

Interpretação

O nível de interpretação na exploração gravimétrica e magnetométrica é altamente dependente dos objetivos do levantamento, da qualidade dos dados e do tempo e recursos para sua execução. A interpretação pode variar de uma análise regional, traçando os principais lineamentos com base nos campos anômalos até fazer uma modelagem tridimensional para caracterizar por completo as fontes de interesse exploratório. Um elemento chave para interpretação é a informação a priori. A interpretação geofísica é sempre ambígua porque as anomalias observadas podem reproduzir uma infinidade de fontes em razão das características espectrais e imprecisão dos dados. Por isso informações a priori, principalmente informações diretas a respeito da constituição geológica em sub-superfície fornecem importantes vínculos para interpretação. Esses dados podem ser utilizados para desenvolver um modelo conceitual – hipotético e ser testado pela interpretação dos dados. Em geral a interpretação é feita de maneira interativa, utilizando interpretações a priori bem como adicionando novos dados geológicos e geofísicos para que sucessivamente os modelos sejam testados e melhorados até o ponto em que essa interação satisfaça todo o conjunto de dados.

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A primeira informação a priori que pode se obter são as propriedades físicas densidade e susceptibilidade magnética. Amostras das rochas podem ser coletadas em afloramentos ou poços. No caso da densidade, o contraste é mais facilmente observado, pois praticamente pode ser derivado de todo material disposto em sub-superfície, o que não é comum com a susceptibilidade magnética, pois um limitado número de materiais é capaz de ter polarização magnética observável. Além disso, a natureza dipolar do magnetismo faz com que anomalias magnéticas tenham componentes verticais e horizontais de mais alta resolução. Por outro lado, as anomalias gravimétricas possuem uma sobreposição bem maior o que resulta numa tarefa de separação mais complicada. Em geral as anomalias magnéticas são mais difíceis de modelar, pois podem possuir magnetização remanescente, alterando drasticamente a direção de magnetização.

A amplitude e a assinatura das anomalias gravimétricas e magnéticas variam de acordo com alguns fatores como a geometria, o volume, o contraste de propriedade física e a profundidade. A amplitude das anomalias gravimétricas é função do contraste de densidade em qualquer lugar da Terra, enquanto que a amplitude da anomalia magnética varia conforme o vetor o campo indutor, com a susceptibilidade e com o vetor da magnetização remanescente. Dessa forma para avaliar uma típica assinatura magnética é necessário considerar a orientação relativa da fonte no campo geomagnético, a direção e a intensidade do campo indutor e a magnetização total da fonte. Para ilustrar é apresentada na figura 28 a configuração de algumas fontes em diversas latitudes magnéticas. Em verde claro estão destacadas as assinaturas das anomalias magnéticas para as regiões equatoriais (sem magnetização remanescente), que é o enfoque do nosso estudo. Para estruturas verticalizadas as fontes estarão localizadas na parte negativa da anomalia, na direção do campo. A figura 29 mostra um exemplo da configuração bidimensional e em perfil de uma fonte e sua assinatura para a região equatorial.

No caso da gravimetria escalar a assinatura da anomalia Bouguer local sempre terá a parte negativa ou baixa representando a ausência de massa (densidade inferior ao meio circundante) e a parte positiva ou alta representando excesso de massa (densidade superior ao meio circundante).

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Figure 28: Assinaturas magneticas e fontes. Fonte: Hinze et al (2012).

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Figure 29: Assinatura magnética de uma fonte esférica para região equatorial.

O método mais efetivo de interpretação de anomalias gravimétricas e magnéticas é a modelagem, que envolve simulação de uma anomalia observada com uma anomalia calculada por técnicas de aproximação analíticas ou numéricas de uma determinada fonte por um modelo conceitual de sub-superfície e a aproximação das características da fonte a partir da anomalia. O processo de modelagem pode ser conceitualmente classificado em modelagem direta e modelagem inversa. A modelagem direta refere-se ao cálculo do efeito anômalo de uma fonte cujas características são assumidas e a modelagem inversa envolve a interpretação direta do campo anômalo por postulação de um modelo matemático da fonte com a inserção de parâmetros que controlam a caracterização dessa fonte.

A modelagem direta é geralmente utilizada na exploração de petróleo e gás ao longo de linhas sísmicas 2D interpretadas, cujos horizontes são conhecidos. A modelagem direta nesse caso auxiliará o intérprete a definir melhor as propriedades do meio acústico no caso da densidade ou localizar alguma fonte verticalizada, como é o caso de diques de diabásio, que não são claramente observados na sísmica, assim como a profundidade do embasamento entre outros elementos de interesse. Portanto a modelagem direta é mais utilizada em um estagio mais avançado de conhecimento da bacia ou da área de interesse, uma vez que nos estágios iniciais a subjetividade inerente à técnica praticamente inviabiliza a sua aplicação.

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A modelagem inversa ou inversão é a técnica mais empregada nos estágios iniciais da pesquisa exploratória, quando pouca informação a priori está disponível. Veremos mais adiante que esta técnica também é aplicada nos estágios avançados de pesquisa e também em campos maduros para monitoramento de reservatórios.

A inversão é aplicada na exploração de duas formas basicamente conforme o objetivo da tarefa: inversão de volume ou célula e inversão de profundidade ou superfície (figura 45). A inversão de profundidade ou superfície serve para estimar a profundidade de camadas e horizontes, por exemplo, a profundidade do embasamento ou outros horizontes de interesse exploratório. Nesse caso o intérprete fornecerá os vínculos matemáticos de estabilização e as propriedades físicas (vínculo geológico) dos dois meios para determinar o limite entre eles.

A inversão de volume envolve o cálculo da variação das propriedades físicas em sub-superfície a partir do conjunto de dados de anomalias. É comumente aplicado para modelar intrusão de rochas ígneas e tectônica de sal. O interprete fornecerá os atributos matemáticos como estabilização, suavização e os vínculos geológicos conforme o interesse exploratório.

Veremos a seguir alguns exemplos de interpretação com objetivos exploratórios distintos, para fixação dos conceitos de isolamento e realce de anomalias e de modelagem e interpretação dos dados e por fim a transformação desses modelos físicos em informação geológica.

Exemplos de modelagem e interpretação

Bacias Rifte

O primeiro passo nesse projeto foi reunir toda informação a priori disponível a respeito da geologia e de dados de levantamentos geofísicos pretéritos. Foram coletados dados e amostras de rocha do embasamento em afloramentos e amostras da parte sedimentar em testemunhos de sondagem.

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As figuras 30 e 31 apresentam o resultado da caracterização e análise litológica executada excursão de campo. Foram coletadas cerca de 200 amostras que representam a maior parte das litologias do embasamento e foram feitas mais de 3000 medidas de susceptibilidade magnética em campo e laboratório, além de gamaespectromentria nos afloramentos.

Figure 30: Plotagem cruzada das propriedades físicas das rochas do embasamento.

Figure 31: Densidade média da camada sedimentar a partir de dados de poços.

O objetivo do levantamento foi o de determinar os limites das bacias e subbacias riftes, a sua compartimentação tectônica e estruturação interna, estimar a profundidade do embasamento e encontrar e modelar intrusões de rochas vulcânicas.

A primeira etapa e foi isolar as anomalias gravimétricas de interesse exploratório e realçar os gradientes gravimétricos para análise estrutural. A remoção da componente regional

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consistiu em 2 passos: avaliação do trend regional ao longo de perfis, analisando a correlação entre os compartimentos tectônicos e grabens e a anomalia Bouguer, e filtragem bidimensional no domínio da frequência utilizando janela de Gauss até encontrar a frequência de corte de melhor ajuste geológico. O resultado é apresentado na figura 32.

Figure 32: Cálculo e remoção da componente regional.

Para delimitação o das bacias e compartimentação estrutural, foram aplicados 4 filtros derivativos de realce de gradientes nos dados gravimétricos: primeira derivada vertical

(1Dz), Mapa (Fi)

𝜑 = tan−1_{(𝐷ℎ/𝐷𝑧), tilt do gradiente horizontal do sinal analítico (IDh)} 𝐼𝐷ℎ = tan−1_{(𝜕𝐷ℎ 𝜕𝑧 ) / [( 𝜕𝐷ℎ 𝜕𝑥 ) 2 + (𝜕𝐷ℎ 𝜕𝑦) 2 ] 1 2 ⁄

} , e terraceamento (figura 33). A primeira derivada vertical destaca a anomalias mais rasas além de enfatizar os gradientes. O mapa Fi permite separar as anomalias positivas e negativas delimitando muito bem a borda dos compartimentos tectônicos incluindo os riftes. O mapa IDh destaca toda a estruturação tectônica interna e externa aos alvos de interesse, permitindo fazer análises estruturais concisas e por fim o terraceamento demarca os gradientes principais da anomalia

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Bouguer, auxiliando na interpretação tectônica uma vez que além de observar os gradientes é possível ter noção da assinatura da anomalia.

Figure 33: Técnicas de realce de anomalia para compartimentação e análise estrutural.

A anomalia magnética também foi realçada para compor a delimitação das bacias, compartimentação tectônica e análise estrutural e detecção de vulcânicas intrusivas. A figura 34 mostra a chave para interpretação.

Como vimos na análise das propriedades físicas as rochas cristalinas do embasamento e as vulcânicas intrusivas possuem uma susceptibilidade magnética bastante superior às rochas sedimentares, que praticamente não possuem magnetização. À medida que as fontes magnéticas do embasamento vão tornando-se mais profundas, o sinal magnético medido nos sensores a bordo da aeronave vai ficando cada vez mais fraco, até o momento

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em que não é mais possível ver nenhum sinal de anomalia residual. Combinando-se, portanto a informação do campo magnético residual com o mapa residual de anomalia Bouguer local e os demais realces de gradiente é possível compor um mapa para delinear com alto grau de confiabilidade a localização das bacias e subbacias Rifte (figura 35).

Figure 34: Chave de interpretação qualitativa do sinal de gravimetria e magnetometria. Fonte: Modificado de Hinze et al 2012.

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Após a delimitação das bacias rifte, cada uma foi analisada individualmente. Um exemplo é apresentado na figura 36.

Figure 36: Bacia Rifte do tipo pull apart.

O baixo gravimétrico com amplitude de 28 mGal assim como a ausência de sinal magnético observado deixa pouca dúvida com relação a existência de um preenchimento sedimentar profundo. É possível observar ainda no dado magnético a presença de uma anomalia isolada próxima ao depocentro da bacia, provavelmente associada a uma intrusão de rocha vulcânica que não foi claramente detectada pela gravimetria.

A figura 37 mostra a interpretação tectônica e estrutural da bacia. Certamente esse é um exemplo “capa de livro” de estilo tectônico pull-apart. O formato romboédrico pode ser claramente observado. O baixo gravimétrico alongado no trend NE-SW é limitado por dois altos gravimétricos. É possível observar no dado magnético a relação entre os altos gravimétricos com a presença de fontes magnéticas rasas.

Na figura é possível notar a presença de longos lineamentos com trend variando de N10°E a N20°E provavelmente associados à direção principal de cisalhamento. Lineamentos secundários N45°W a N60°W provavelmente estão associados às falhas extencionais que

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podem ter se desenvolvido em resposta ao cisalhamento, que deve ter dado origem ao estreito e profundo depocentro limitado lateralmente falhas do tipo sidewall. As feições tectônicas sugerem um movimento destral.

Um conjunto de falhas do tipo en-echelon limita a bacia a leste. A porção oeste é limitada por uma longa falha do tipo sidewall. A bacia vai tornando-se mais rasa e estreita em direção ao norte até fechar a rampa na principal zona de falha, o mesmo não é observado na porção sul onde um alto do embasamento encerra a bacia.

49 Por fim foi realizada a modelagem inversa dos dados de gravimetria para estimar a profundida da bacia, aplicando-se o método de inversão de superfície (profundidade) utilizando os vínculos de densidade obtidos a partir da análise das amostras coletadas em campo e de perfis de poços. O resultado é apresentado na figura 38.

Figure 38: Mapa de isopacas da bacia a partir de modelagem gravimétrica inversa.

Com isso passamos por todas as etapas da tarefa geofísica para dados gravimétricos e magnetométrico. A seguir são apresentados alguns exemplos em outros ambientes de bacias.

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Bacia Intracatônica – diques e soleiras

Figure 39: Detecção e modelagem de diques na bacia do Amazonas a partir da Deconvolução de Euler 3D.

Figure 40: integração com a sísmica. Observa-se na sísmica a feição semelhante a uma falha, mas somente com o dado magnético foi possível definir como dique.

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Figure 41: Exemplo de modelagem inversa de volume de dados magnéticos em campo de gás abaixo de soleiras. Fonte: CSM - CGEM.

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Inversão conjunta – Sub Sal

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Gradiometria Gravimétrica

Figure 43: Anomalia gravimétrica - Componente Tzz. Bacia do São Francisco.

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Anexo: