GEOFISICA

Geofísica é o estudo da Terra através de métodos físicos quantitativos, especialmente sísmica de reflexão e refração, gravimétrico, magnético, elétrico, eletromagnético além de métodos radioativos (Sheriff, 2002).

Método sísmico 

A  aquisição de dados sísmicos voltada para investigação do subsolo remonta o final do século XIX e tinha como objetivo principal o delineamento estrutural das rochas em subsuperfície. Nos anos 1920s a sísmica de refração é largamente aplicada para o mapeamento de domos salinos nos EUA com finalidades prospectivas para hidrocarbonetos.

Na década seguinte, gradativamente, a sísmica de reflexão supera a refração voltada para exploração petrolífera (Sheriff e Geldart, 1999). Basicamente a sísmica de reflexão com finalidades prospectivas para petróleo é dotada de um dispositivo composto por uma fonte mecânica com conteúdo próprio de frequência, variando de unidades a uma centena de Hz, e uma série de receptores distribuídos na superfície.

A onda emitida pela fonte viajará através do subsolo e a cada contraste de propriedades elásticas ocorrerá partição do sinal (Figura 1). Parte do sinal ascenderá e este (parte deste) é captado pelos receptores. A outra parcela é transmitida e continuará no caminho descendente. Novamente, a cada contraste de propriedades ocorre partição e os receptores resgatam na superfície o sinal ascendente.

Figura 1: Modelo sintético com duas camadas simulando um levantamento sísmicos com ponto de tiro no centro. O que se observa é o campo de ondas se propagando.


A Figura 2 exibe o sismograma correspondente ao experimento da Figura 1. Ele apresenta o campo de ondas registrado ao longo da superfície. Trata-se de uma matriz onde o eixo horizontal representa a posição dos receptores (colocados na superfície) e na vertical o tempo de registro.



Figura 2: Sismograma do levantamento sintético exposto na Figura 1. Observa-se a onda direta com tempo mínimo em 0 s e a reflexão referente a interface entre a camada 1 e camada 2 com tempo mínimo em 0.65 s. Imagem gerada com recursos do Seismic Un*x.

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Método gravimétrico 

O método de prospecção gravimétrica do subsolo consiste em se medir a aceleração da gravidade e/ou suas variações através de instrumentos. Depois de adequadamente processados, as variações observadas nos dados gravimétricos são atribuídas às mudanças de densidade em subsuperfície, sobretudo crosta e manto terrestre.

A lei fundamental do método gravimétrico é a Lei de Newton dada pela equação

F = G m₁.m₂/r²                                 ,         (1)

onde F é a força de atração entre duas massas m₁. e m₂, r é a distância entre os centros de massa de m₁. e m₂ e G =6.67300  × 10^-11 m³/(kg s²) a constante de gravitação universal.

O dado obtido nas medidas gravimétricas é a aceleração da gravidade normalmente expressa em m/s². Ou, mais comumente mgal que é 0.001 cm/s².

O valor absoluto da gravidade consiste de uma demorada medida, normalmente feita pelos laboratórios e observatórios. Veremos mais tarde como se processa tal medida.

Nos levantamentos gravimétricos com finalidades exploratórias emprega-se o gravímetro que, visa obter variações da aceleração da gravidade. Essas variações são muito pequenas, daí a unidade de medida ser expressa em mgal.

Basicamente o gravímetro é composto de uma pequena massa, seja m₁ fixa a uma mola com constante elástica conhecida. Somente a título de exemplo, idealizemos duas situações. Na primeira, em um terreno predominantemente sedimentar, cujas rochas têm massa específica 2.3 g/cm³,há uma esfera de galena (sulfeto de chumbo), um material extremamente denso, com raio de 10 m, no seio destaas rochas sedimentares  a uma profundidade de 500 m. A resposta gravimétrica desta situação geológica está representada na Figura 3 a seguir.

Figura 3: Na parcela inferior, o retâgulo rosa representa unidades sedimentares dentro da qual há uma esfera de galena, círculo vermelho, com raio de 10 m e a uma profundidade de 500 m (a figura está fora de escala). A parte superior, exibe o efeito gravimétrico da esfera de galena. O contraste de densidade entre a galena e as rochas sedimentares é igual a 4.9. O eixo x representa a posição horizontal em metros relativa ao centro do corpo do sulfeto. O eixo vertical representa a variação da gravidade em mgal. A resposta gravimétrica máxima ocorre quando a leitura é feita na mesma coordenada x do centro do corpo de sulfeto, igual a 0.00054 mgal.

Na segunda situação substituímos o corpo de galena por um corpo de pirrotita, um sulfeto de ferro, menos denso que a galena, mas exibindo um contraste de densidade de 2.3 em relação às rochas sedimentares. A resposta gravimétrica, representada na Figura 4, encerra semelhanças com a Figura 3, contudo os valores encontrados nos dados são menores.




Figura 4: Na parcela inferior, o retâgulo rosa representa unidades sedimentares dentro da qual há uma esfera de pirrotita, círculo laranja, com raio de 10 m e a uma profundidade de 500 m (a figura está fora de escala). A parte superior, exibe o efeito gravimétrico da esfera de pirrotita. O contraste de densidade entre a pirrotita e as rochas sedimentares é igual a 2.3. O eixo x representa a posição horizontal em metros relativa ao centro do corpo de pirrotita. O eixo vertical representa a variação da gravidade em mgal. A resposta gravimétrica máxima ocorre quando a leitura é feita na mesma coordenada x do centro do corpo, igual a 0.00026 mgal.

Assim, tomando-se a medida da aceleração em diferentes pontos é possível mapear estas variações depois do correto processamento dos dados. O processamento dos dados gravimétricos envolve uma série de etapas que agora serão simplesmente citadas: correção de ar livre, correção Bouguer, correção de Eotvos, e correção de latitude.
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Método magnético 

O estudo das propriedades magnéticas da Terra constitui o ramo mais antigo da geofísica. Na Idade Média o explorador Marco Polo trouxe da China o conhecimento de que uma variedade ferromagnética da magnetita apontava para o norte. Sir William Gilbert (1540 - 1603) demonstrou que o campo magnético terrestre equivalia grosseiramente a um magneto alinhado na direção norte-sul, próximo ao eixo de rotação do planeta. Estudando o magnetismo entre 1830 e 1842, Karl Friederich Gauss provou matematicamente que o campo magnético observado na Terra é proveniente do interior do planeta. Gauss citou haver uma provável relação entre a rotação da Terra e o seu magnetismo, uma vez que o dipolo responsável pelo citado campo aproxima-se do eixo de rotação. Na segunda metade do século XIX a magnetometria foi pionieramente empregada para estudar formações ferríferas na Europa.

Os magnetos ou ímãs são dipolares, ou seja, possuem um pólo positivo e outro negativo assumidos convencionalmente como norte (N) e sul (S) respectivamente (Figura mag1). Não importa quão diminuto seja um magneto, ele sempre encerra propriedades de um dipolo. O magnetismo nas substâncias chamadas ferromagnéticas (Figura mag2) ocorre devido ao alinhamento do campo magnético dos elétrons, daí o fenômeno da polarização das partículas. A grande maioria das substâncias naturalmente magnéticas são ferrimagnéticas, aquelas em que o alinhamento do campo eletrônico não é perfeito, embora haja uma direção preferencial do dipolo (Figura mag3).

 


                                           
 Figura mag1: Dipolo magnético com seus pólos norte (N) e sul (S) respectivamente positivo e negativo por convenção.


                                    

Figura mag2: Representação dos dipolos em uma substância ferromagnética.


                                  
 Figura mag3: Representação dos dipolos em uma substância ferrimagnética.

Na magnetometria voltada para exploração mede-se o campo magnético e/ou suas variações através dos magnetômetros. Empregando-se o sistema internacional de unidades (SI), campo magnético é expresso em tesla, T ( 1 T = 1 weber/m² = 1 N/(A m)). Contudo, em virtude das variações e valores do campo magnético terrestre serem baixos, costuma-se empregar o γ (gama) como unidade de medida deste campo.

                                      1 gama = 10^-5 gauss = 1 nT= 10^-9 tesla (T)


A teoria clássica do magnetismo é semelhante àquelas descritas na gravidade e nos fenômenos elétricos. A lei fundamental que rege a força da atração magnética entre pólos contrários, ou repulsão entre pólos semelhantes foi obtida experimentalmente por Coulomb (Telford et al. 1990) de acordo com a equação a seguir


                                          F = (1/µ) p₁.p₂/r²                                            ,           (mag-1)

onde F é a força de atração ou repulsão, p₁.e p₂ são os pólos magnéticos, r é a distância entre esses pólos e µ é a permeabilidade magnética do meio entre os pólos. Esta fórmula mag-1 se deve aos conceitos clássicos na teoria do magnetismo. À luz desta equação define-se o campo magnetizado por p₂ como:

                                 H = F/p₂                                                                          .               (mag-2)

Um corpo magnetizável sujeito a um campo magnético externo sofre uma re-orientação dos átomos e moléculas de tal forma que os spins se alinhem. Este fenômeno é denominado magnetização por indução e é medido pela polarização magnética M (também denominada intensidade de polarização ou momento de dipolo por unidade de volume) cuja unidade no SI é A/m.

Sob campos magnéticos fracos, há uma relação linear entre H e M.
                                   M =k H                                                                                          . (mag-3)

A constante de proporcionalidade k é denominada susceptibilidade magnética e constitui a principal propriedade mineral ou de rocha no campo da prospecção magnetométrica. A susceptibilidade magnética está para a magnetometria assim como a densidade está para a gravimetria.

A indução magnética B é calculada no SI por:

                                           B = µ₀ (M+H)                         ,           (mag-4)

sendo µ₀ a permeabilidade magnética, que para o ar no SI é igual a 4π 10^-7 N/A².


As magnitudes do campo magnético terrestre nos pólos norte e sul são respectivamente 70 µT e 60 µT. Na região sul do Brasil são observados valores mínimos deste campo que estão em torno de 25 µT. Minerais ferrimagnéticos na crosta terrestre contribuem para alteração do campo proporcionando valores tão altos quanto 300 µT. Estas anomalias são alvo da prospecção magnetométrica.

O campo magnético terrestre principal têm sua origem devida à correntes de convecção de material condutor circulando no núcleo externo terrestre que é predominantemente líquido. O material condutor se deve à composição de ferro e níquel do núcleo da Terra. Dados paleomagnéticos evidenciam que, grosseiramente, o campo magnético esteve nas proximidades do eixo de rotação terrestre tal como apontado séculos atrás por Gilbert e Gauss. Adicionalmente, observou-se que periodicamente o planeta experimenta reversão do campo magnético. Advoga-se que estas reversões se devem à mudanças nas correntes convectivas dentro do núcleo do planeta Terra.

As variações do campo magnético devidas a fenômenos externos se devem a : atividades solares cíclicas mais intensas (explosões solares com períodos de 11 anos, variações diurnas com períodos de 24 h atingindo amplitudes de 30 nT) ou esporádicas (tempestades magnéticas atingindo magnitudes de 1000 nT), e variações lunares (com amplitudes de 2 nT).

No exemplo a seguir, Figura mag4, o cientista está prestes a fazer a investigação do subsolo empregando um magnetômetro. As estações onde serão feitas as medidas do campo magnético estão representadas pelos triângulos azuis ao longo da superfície.

                       

Figura mag4: Representação pictórica de um corpo ferrimagnético no subsolo e as estações onde serão tomadas as medidas do campo magnético na superfície (triângulos azuis).


O cientista ainda não sabe que a alguns metros no subsolo há um corpo de magnetita, um mineral ferrimagnético, cujo dipolo resultante é horizontal tal como representado na Figura mag5.


                

Figura mag5: Aproximação do modelo de dipolo para o corpo apresentado na Figura mag4.


Na Figura mag6, estão destacadas as linhas do campo magnético causado pelo corpo de magnetita. Ao término do levantamento o cientista ilustrou na Figura mag-7 as componentes vertical (Z), em azul, e horizontal (H), em vermelho, do campo magnético medido, representado em unidades de campo por momento de dipolo magnético. As curvas das componentes observadas na Figura mag-7 são esperadas para este tipo de anomalia horizontal.

 Figura mag6: Linhas representativas do campo magnético causado pelo corpo em subsuperfície.

Figura mag7: Componentes horizontal (H) e vertical (Z) do campo magnético causado pelo corpo magnetizado no subsolo. Escala horizontal em metros e escala vertical relativa (campo/momento de dipolo)

O exemplo simples apresentado nesta seção constitui importante embrião para identificação das anomlias magnéticas observadas na crosta oceânica e que ajudaram na formulação da Teoria da tectônica de placas.

Método da Eletro-resistividade 

Resistividade é a resistência que os materiais oferecem à passagem de uma corrente elétrica de um ponto ao outro. Sabemos que a maioria dos metais e a grafita possuem resistividade baixa, enquanto que os minerais formadores de rocha mais comuns (quartzo, feldspato, mica) possuem resistividade alta. Assim, no âmbito da geofísica de exploração, o método da eletro-resistividade, ou somente resistividade, se presta a detecção de jazidas de minerais metálicos e grafita. Para prospecção de água, o método da resistividade se presta a distinção entre água doce, menos resistiva e águas salobra ou salgada, mais resistivas que a primeira.

A exploração pelo método da resistividade consta de um circuito elétrico no qual a Terra é incorporada e ele (Figura elet-1). Neste circuito uma fonte com diferença de potencial elétrico (voltagem V) e corrente elétrica (I) conhecidas é acoplado ao solo. A Terra oferecerá uma resistência R que é diretamente proporcional à propriedade que almejamos, a resistividade (ρ (rô)).

O circuito empregado no campo faz uso de eletrodos de potencial com polaridades opostas separados de uma distância horizontal (2d), A e B na Figura elet-1. Sabe-se que a profundidade de investigação cresce com o afastamento (2d) entre A e B. Em um outro conjunto de eletrodos, M e N na Figura elet-1, com afastamento menor que 2d, mede-se o potencial. Dentre as diversas formas de configuração existentes, entre elas Wenner e Schlumberger, não descritos neste texto, a distância AB e MN é sistematicamente alterada com o objetivo de investigar as variações de resistividade tanto lateralmente como verticalmente.



Figura elet-1: Configuração de um dispositivo de prospecção por eletro-resistividade

O método de eletro-resistividade possui uma pequena profundidade de investigação confinando-se a poucas centenas de metros ou menos. A tabela elet-1 lista as resistividades de alguns minerais.





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Métodos Eletromagnéticos

Por ora somente trataremos do método GPR. 

- Radar de penetração no solo (Ground Penetrating Radar (GPR)).
Esta é uma categoria de método geofísico que utiliza, não as ondas mecânicas do método sísmico visto acima mas, as ondas eletromagnéticas. Um destes métodos é o radar de penetração no solo (Ground Penetrating Radar (GPR)). Empregando-se algumas simplificações possíveis em meios resistivos - alguns solos, rochas e minerais com baixa condutividade - este método pode ser comparado com o método sísmico. Uma onda eletromagnética é emitida, se propaga pelo meio rochoso e a cada interface parte da energia é refletida e outra é transmitida terra a dentro.

Contudo as propriedades “enxergadas” pelo método GPR não são mais rigidez e densidade, mas sim a permissividade dielétrica (ε) e a permeabilidade magnética (µ), duas variáveis que estão relacionadas à velocidade das ondas eletromagnéticas. Quanto maiores ε e µ menor a velocidade da onda eletromagnética na rocha. Aprendemos na escola que a velocidade da luz no vácuo, a mais alta possível, é de 300 mil Km/s ou 0,3 m/ns (metros por nanosegundos). No ar a velocidade destas ondas é próximo à do vácuo.

Nas rochas as ondas eletromagnéticas têm velocidades decrescentes com a profundidade pois permeabilidade magnética e permissividade dielétrica tendem a crescer. A tabela 1 abaixo exibe a velocidade destas ondas em alguns materiais.

Tabela elet-1: Resistividade de alguns minerais

Tabela 1: Velocidade de ondas eletromagnéticas em alguns materiais nas frequências de 25 a 2500 MHz.

A Figura gpr-1 exibe um resultado de perfilagem com GPR. No eixo horizontal temos a distância relativa ao início da linha em metros (uma referência lá no campo onde foi feito o levantamento), e no eixo vertical temos o tempo, neste caso em milisegundos (ms) que a onda levou para descer e subir em cada interface no subsolo. A Figura gpr-2 exibe uma rara oportunidade de observarmos um afloramento adjacente ao local da linha de aquisição do GPR.

Figura gpr-1: Seção (de afastamento comum) de GPR em uma frequência de 100 MHz em rochas sedimentares (predominantemente de arenitos). Eixo vertical em tempo ( no qual destacam-se algumas camadas, o contato com o lençol freático (linha azul) e um bloco delimitado por duas fraturas (linhas amarelas tracejadas). O retângulo negro pontilhado destaca a fotografia da Figura gpr-2.	Figura gpr-2: Corte adjacente à linha de aquisição de GPR (da Figura gpr-1) onde é possível observar o mesmo par de fraturas identificada da Figura gpr-1.

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Método Radioativo - Gamaespectrometria  

Esse nome complicado constitui um método geofísico que permite estimar determinadas propriedades de rochas e minerais. Alguns minerais possuem elementos radioativos que emitem radiação gama, uma onda eletromagnética. Esta radiação é notoriamente nociva à saúde, mas na natureza essas emissões de raios gama são normalmente muito baixas.

Existem aparelhos que são capazes de medir e discriminar a energia dos raios gama e, a partir desta, distinguir o elemento radioativo. Estes aparelhos são os espectrômetros de raios gama, ou gamaespectrômetros. Três dos elementos comumente empregados na prospecção são o potássio (K), urânio (U) e tório (Th) cujos espectros de energia são bem conhecidos. O potássio com menor energia, o tório com a energia mais alta e o urânio com energia mediana (Figura gama-1). Uma vez que estes elementos compõem uma suíte de minerais mais ou menos comuns em alguns grupos de rocha, a gamaespectrometria é um ótimo método para distinguir litologias.



Figura gama-1: Espectros de potássio, urânio e tório.

Os espectrômetros de raios gama portáteis são empregados em poços, seja na indústria mineral ou petróleo; em levantamentos aéreos e no campo.