ESTUDO DE AQUÍFERO EM SÃO GONÇALO DOS CAMPOS … · 2.1 Esquema ilustrativo do princípio do...
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UNIVERSIDADE FEDERAL DA BAHIA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
CURSO DE GRADUAÇÃO EM GEOFÍSICA
GEO213 � TRABALHO DE GRADUAÇÃO
ESTUDO DE AQUÍFERO EM SÃO
GONÇALO DOS CAMPOS-BA
UTILIZANDO MEDIDAS DO MÉTODO
VERY LOW FREQUENCY E
CAMINHAMENTO ELÉTRICO
DANIEL LUÃ SANTOS MIRANDA
SALVADOR � BAHIA
JUNHO � 2018
Estudo de aquífero em São Gonçalo dos Campos�BA utilizando medidas do
método very low frequency e caminhamento elétrico
por
Daniel Luã Santos Miranda
Orientadora: Prof. Dra. Suzan Sousa de Vasconcelos
GEO213 � TRABALHO DE GRADUAÇÃO
Departamento de Geofísica
do
Instituto de Geociências
da
Universidade Federal da Bahia
Comissão Examinadora
Profa Dra Suzan Sousa de Vasconcelos
Prof. Dr. Joelson da Conceição Batista
Me. Alexandro Guerra Cerqueira
Data da aprovação: 12/06/2018
A todos que �zeram parte dessa
jornada
Resumo
A transformação da paisagem em porção da fazenda Bicudo, de um lago que servia para ba-
nho e consumo de animais, para uma reduzida área de brejo que varia entre alagadiça e seca,
com solo apresentando gretas de contração, é o conteúdo de investigação desta pesquisa, bem
como o fornecimento de água potável a esta mesma fazenda através de poço. Dados prévios
(CPRM, 2018b) dão conta de que os aquíferos subterrâneos na região são do tipo �ssural
devido à litologia cristalina predominante nos poços pesquisados. A pesquisa consiste no
emprego de técnicas geofísicas indiretas para a caracterização da água subterrânea, que se
faz evidente através do poço de água e da região de brejo. Foram executadas medidas de
caminhamento elétrico ao longo de uma linha na direção NW-SE e quatro linhas transversais
de coleta de dados VLF (Very Low Frequency). O tratamento deste último, após remoção de
ruídos, foi realizado através dos �ltros Fraser e Karous�Hjelt e sua análise efetuada através
das componentes da elipse de polarização. Os dados de eletrorresistividade foram interpre-
tados via modelagem inversa e posteriormente comparados com as interpretações de VLF. A
partir deste estudo, foi possível identi�car claramente o embasamento e duas zonas de alta
condutividade (uma mais rasa e outra mais profunda), comuns em todas as interpretações.
Tais dados somados à presença de um poço de água na região, bem como uma de brejo,
compõem os indícios da presença de um aquífero nessa área.
3
Abstract
The transformation of a portion of Bicudo Farm's landscape, from a lake that served for
bathing and animal consumption, into a reduced area of swamp that varies between wetland
and dry, with soil presenting contractions cracks, is the subject of this research, as well as
the supply of potable water to this same farm through a well. Previous data indicate that
the underground aquifers in the region are of �ssural type due to the predominant crystalline
lithology in the wells surveyed. The research consists of the use of indirect geophysical tech-
niques for the characterization of groundwater, which is evident through the water well and
the swampy region. Electrical pro�ling were performed along a path (NW-SE orientation)
and four VLF (Very Low Frequency) acquirement lines. The treatment for the latter, after
noise removal, was performed through the Fraser and Karous - Hjelt �lters and their anal-
ysis made through the components of the polarization ellipse. The electroresistance data
was interpreted by reverse modelling and later compared to the VLF data interpretation.
From this study, it has been possible to clearly identify the basement and two zones of high
conductivity (one was shallow and the other was deeper regarding the surface), common to
all interpretations. Those data, in addition to the presence of a water well on the region, as
well as one of marsh, indicate the presence of an aquifer in this area.
4
Sumário
Resumo 3
Abstract 4
Introdução 9
1 Caracterização da Região de Estudo 11
1.1 Área de Estudo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11
1.2 Geologia da área de estudo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12
1.3 Água Subterrânea . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 14
1.3.1 Propriedades Hidráulicas das Rochas . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15
1.4 Aquíferos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16
2 Aspecto Teórico 19
2.1 O Eletromagnetismo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19
2.2 Equações de Maxwell . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20
2.2.1 Equações de Maxwell no Domínio da Frequência . . . . . . . . . . . . 20
2.2.2 Relações Constitutivas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21
2.2.3 Princípios de Funcionamento . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22
2.3 Método VLF . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22
2.3.1 Utilização na geofísica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23
2.3.2 Características . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23
2.3.3 Direção do Levantamento e Atenuação . . . . . . . . . . . . . . . . . 24
2.3.4 Fatores de In�uência . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25
2.4 Propriedades Elétricas da Rochas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26
2.4.1 Método Eletrorresistivo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27
2.4.2 Lei de Ohm . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27
2.4.3 Potencial Elétrico em Meio Homogêneo e Resistividade Aparente . . . 28
2.4.4 Caminhamento Elétrico e Arranjo Dipolo-Dipolo . . . . . . . . . . . . 28
5
6
3 Metodologia e tratamento de dados 30
3.1 Tratamento e Interpretação de Dados Elétricos . . . . . . . . . . . . . . . . . 31
3.1.1 Aquisição . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31
3.1.2 Seção Invertida . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32
3.1.3 Interpretação de Dados Elétricos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 33
3.2 Tratamento e Interpretação de Dados VLF . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 34
3.2.1 Aquisição . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 34
3.2.2 Filtros . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 34
3.2.3 Elipse de Polarização . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35
3.2.4 Interpretação de Componentes Magnéticas . . . . . . . . . . . . . . . 37
3.2.5 Interpretação das Filtragens . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45
4 Conclusões 56
Agradecimentos 58
Referências 59
Lista de Figuras
1.1 Localização Geográ�ca do Município de São Gonçalo dos Campos, modi�cado
de Rodrigues (2009). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11
1.2 Localização por foto de satélite da Fazenda Bicudo, Google Earth. . . . . . . 12
1.3 Distância entre a Fazenda Bicudo e o poço Bom Jardim I, elaborada através
do Google Earth. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 13
1.4 Imagem esquemática do poço de água Bom Jardim I com o seu per�l litológico,
retirado do sistema SIAGAS (CPRM, 2018b). . . . . . . . . . . . . . . . . . 14
1.5 Tabela com dados litológicos do poço Bom Jardim I sugerindo uma natureza
cristalina dos poços da região, retirado do sistema SIAGAS (CPRM, 2018b). 14
1.6 Ilustração de tipos de aquíferos (A.B.A.S, 2018). . . . . . . . . . . . . . . . . 16
1.7 Tipos de aquíferos quanto à porosidade, extraído de A.B.A.S (2018) . . . . . 18
2.1 Esquema ilustrativo do princípio do sistema de prospecção VLF-EM, onde Ep
é o campo elétrico do transmissor, Hp é o campo magnético primário, Hs é
o campo magnético secundário e α é a densidade de corrente. Adaptado de
Conceição (2010). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24
2.2 Onda se propagando sobre terreno de resistividade variada. Extraído de Sato
(2014a). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25
2.3 Arranjo Dipolo-Dipolo, adaptado de Rucker e Fink (2007). . . . . . . . . . . 29
3.1 Imagem das linhas utilizadas neste trabalho, elaborada através do programa
Google Maps e ArcGis. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31
3.2 Pseudo-seção de eletrorresistividade invertida através do programa Res2DInv. 32
3.3 Seção Eletrorresistiva invertida através do programa Res2DInv, com deline-
amento de três áreas. A, B e C indicam a localização aproximada em que o
caminhamento elétrico intercepta as linhas de aquisição em VLF. . . . . . . 33
3.4 Esquematização da Elipse de Polarização, com a indicação das componentes
do campo que a originam (Hz e Hx) bem como os eixos da elipse (H1 e H2),
onde α é o tilt angle (Conceição, 2010). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 36
7
8
3.5 Linha A: Plotagem da Componente Em fase x Tilt Angle para as frequências
de 18 kHz e 24 kHz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 38
3.6 Linha B: Plotagem da Componente Em fase x Tilt Angle para as frequências
de 18 kHz e 24 kHz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39
3.7 Linha C: Plotagem da Componente Em fase x Tilt Angle para as frequências
de 18 kHz e 24 kHz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40
3.8 Linha D: Plotagem da Componente Em fase x Tilt Angle para as frequências
de 18 kHz e 24 kHz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41
3.9 Linha A: Plotagem de Tilt Angle vs Elipsidade x Estação para as frequências
de 18 kHz e 24 kHz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42
3.10 Linha B: Plotagem de Tilt Angle vs Elipsidade x Estação para as frequências
de 18 kHz e 24 kHz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43
3.11 Linha C: Plotagem de Tilt Angle vs Elipsidade x Estação para as frequências
de 18 kHz e 24 kHz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43
3.12 Linha D: Plotagem de Tilt Angle vs Elipsidade x Estação para as frequências
de 18 kHz e 24 kHz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44
3.13 Linha A: Plotagem Tipper x Estação (acima) e Filtragem Karous x Estação
(abaixo) para a frequência de 18 kHz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45
3.14 Linha B: Plotagem Tipper x Estação (acima) e Filtragem Karous x Estação
(abaixo) para a frequência de 18 kHz. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 46
3.15 Linha C: Plotagem Tipper x Estação (acima) e Filtragem Karous x Estação
(abaixo) para a frequência de 18kHz . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47
3.16 Linha D: Plotagem Tipper x Estação (acima) e Filtragem Karous X Estação
(abaixo) para a frequência de 18 kHz. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48
3.17 Resultado da Filtragem Fraser (KHFFILT) de dados VLF na frequência de
18kHz. Itens a, b, c, d referem-se às linhas A, B C, D respectivamente. . . . 50
3.18 Mapa de distribuição da intensidade da componente real na profundidade de
6m. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53
3.19 Mapa de distribuição da intensidade da componente real na profundidade de
12m. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 54
Introdução
O município de São Gonçalo faz parte da Região Metropolitana de Feira de Santana, pos-
suindo área de aproximadamente 300 km2 onde a maior parte da população se localiza em
sítio urbano. Contudo, existem povoados afastados do centro da cidade e que são moradias
de famílias assentadas em fazendas e/ou sítios, sendo que algumas possuem produção agro-
pecuária própria (IBGE, 2018) e que devido à distância e falta de instalação tiveram seu
acesso a água potável restrito a poços semi-artesianos (poços profundos e que necessitam de
bomba) ou freáticos (poços rasos que captam a água super�cial do lençol freático).
Sabe-se que uma parcela considerável da população mundial ainda não tem acesso à água
potável, o que pode ocasionar diversos problemas de saúde pública. Diante dos problemas
advindos do mau uso dos recursos hídricos, surge uma nova consciência de que é necessário
utilizar a água racionalmente. Portanto, é de suma importância o estudo de aquíferos a
�m de caracterizar as dimensões, localização, capacidade de explotação e possíveis riscos de
contaminações associadas a ocupações nas porções geográ�cas adjacentes ao mesmo.
O método geofísico de eletrorresistividade é popularmente utilizado na busca de acumu-
lações de água e corpos resistivos, sendo utilizada, geralmente, a técnica de caminhamento
elétrico com arranjo de eletrodos do tipo dipolo-dipolo (Telford et al., 1976). Este arranjo
é quase uma escolha absoluta na busca por aquíferos e locação de poços, pois tem uma
implementação relativamente simples e oferece bons resultados, graças à presença de solu-
ções eletrolíticas nos ambientes aquíferos, além da acessibilidade dos diversos softwares de
inversão e interpretação de dados (Lima, 2014).
Uma escolha não tão comum mas que pode apresentar bons resultados na delimitação
de um aquífero é o método eletromagnético Very Low Frequency, conhecido também pela
sigla �VLF� (Telford et al., 1976), já que o mesmo consegue detectar e localizar fraturas ou
falhas verticais ou sub-verticais em profundidades moderadas, sendo e�caz na delimitação
de variações laterais de resistividade (McNeill e Labson, 1988). Além disso, tem como prin-
cipais vantagens a rapidez na aquisição e simplicidade no manuseio do equipamento. Tais
características fortalecem a possibilidade de usar este método em conjunto com o eletrorre-
sistivo para estudar um aquífero fraturado, já que há uma complementação das informações
9
10
obtidas. Com a utilização destes dois métodos, juntamente com informações geológicas
previamente existentes(CPRM, 2018b), buscou-se obter informações importantes sobre a es-
pessura, localização, profundidade e extensão de um suposto aquífero presente na área de
estudo, pertencente à Fazenda Bicudo, em São Gonçalo dos Campos, Bahia, Brasil. Nesse
sentido, foram realizados levantamentos geofísicos, processamento e interpretação de dados
ao longo de cinco per�s, sendo um utilizando caminhamento elétrico e quatro linhas de VLF.
Capítulo 1
Caracterização da Região de Estudo
1.1 Área de Estudo
O município baiano de São Gonçalo dos Campos (Figura 1.1) está localizado a aproximada-
mente 108 km da capital Salvador e à 20 km de distância da região metropolitana da cidade
de Feira de Santana (IBGE, 2018). A área de estudo faz parte da Fazenda Bicudo (mostrada
na Figura 1.2), que está localizada na rodovia Governador Mario Covas (BR-101), distante
7 km da região urbana da cidade.
Figura 1.1: Localização Geográ�ca do Município de São Gonçalo dos Campos, modi�-
cado de Rodrigues (2009).
Nessa região, a água potável provem de um poço instalado numa região plana, a cerca
11
12
de 300m das casas, cuja profundidade atinge aproximadamente 80m, segundo relato dos
proprietários. De acordo com eles também, em um momento passado, outro poço operava
numa área mais próxima, porém, de maior elevação em relação ao segundo (7m) mas que
havia secado há anos. Além disso, há uma região alagadiça que anteriormente abrangia
quase toda a área de estudo, mas que atualmente se localiza concentrada em uma região que
foi escavada pelos proprietários.
Figura 1.2: Localização por foto de satélite da Fazenda Bicudo, Google Earth.
1.2 Geologia da área de estudo
Nesta região, oeste da Bahia, há uma predominância de rochas cristalinas do Complexo
Caraíba e em menor proporção, do Complexo Santa Luz, sendo então cortadas por rochas
granitóides sin a tardi-tectônicos (CPRM, 2018a). O complexo Caraíba é constituído por
ortognaisses, sendo compostos por uma suite bimodal das fácies granulito. O pólo félsico é
constituído por gnaisses (enderbítico, charnoenderbítico e às vezes charnockítico) e o polo
básico é composto por lentes gabro-dioríticas. A presença de feições migmatíticas é fre-
quente. No município de São Gonçalo dos Campos e em regiões próximas, há a ocorrência
bem de�nida das seguintes fácies litológicas. A primeira são os gnaisses da formação Santa
Luz, estando presentes como gnaisses bandados miloníticos, quartzitos, mármores, olivina
13
mármore, rocha calcissilicática, metamá�ca e metaultramá�ca e restos de ortognaisse mig-
matítico. Ortognaisse e migmatitos são as rochas mais presentes nessa unidade geológica
(CPRM, 2018a). Ao leste, torna-se marcante a presença de migmatitos da Formação Santa
Luz, onde há uma caracterização muito forte a existência de ortognaisses migmatíticos, tona-
lítico e granodiorítico com enclaves má�cos e ultramá�cos. A ocorrência do Grupo Barreiras
em toda a região de estudo se caracteriza basicamente por arenitos argilosos a conglome-
ráticos, argilitos puro a arenoso e conglomerado que recobrem as rochas do embasamento
cristalino. Para embasar o estudo, foi realizada uma pesquisa de poços de água do município
(CPRM, 2018b), em que foi constatado que a grande maioria deles tem geologia cristalina e a
água encontrada em profundidade rasa (entre 14 e 30m), sendo algumas localizadas a partir
de 7m de profundidade. O poço de água que possui registro na CPRM e está mais próximo
da Fazenda Bicudo é o Bom Jardim I (atualmente seco) como mostrado na Figura 1.3: Ele
Figura 1.3: Distância entre a Fazenda Bicudo e o poço Bom Jardim I, elaborada através
do Google Earth.
possui inicialmente uma �na camada arenosa e argilosa até 14m de profundidade, a par-
tir deste ponto ele é composto basicamente por rochas cristalinas fraturadas (Figura 1.4).
Informações litológicas são mostradas na Figura 1.5.
14
Figura 1.4: Imagem esquemática do poço de água Bom Jardim I com o seu per�l
litológico, retirado do sistema SIAGAS (CPRM, 2018b).
Figura 1.5: Tabela com dados litológicos do poço Bom Jardim I sugerindo uma natureza
cristalina dos poços da região, retirado do sistema SIAGAS (CPRM, 2018b).
1.3 Água Subterrânea
A hidrogeologia é o ramo da geologia que estuda a água subterrânea, enquanto que hidráulica
se concentra nos estudos do comportamento de �uidos tanto em movimento quanto em
repouso (Feitosa e Manoel Filho, 1977). O princípio de estudo deste ramo das geociências
ocorre com o fenômeno de in�ltração: que é o processo em que água de chuva, neve derretida
ou irrigação penetra na superfície do solo e se dirige para as áreas mais inferiores onde se
acumula, cruzando zonas não-saturadas, até chegar a uma zona saturada sob pressão.
15
1.3.1 Propriedades Hidráulicas das Rochas
O �uxo de �uidos e o acúmulo dos mesmos nos interstícios das rochas só é possível devido
à porosidade (φ) das mesmas, determinada pela razão entre os espaços vazios da rocha Vv(os �vazios� entre os grãos que a compõem) e o volume total da mesma Vt, normalmente
expressa em porcentagem, como mostrado na Equação 1.1:
φ =VvVt× 100%, (1.1)
sendo portanto óbvia a a�rmação que uma rocha com alta porosidade tende a reter mais lí-
quido que uma de menor porosidade. Outro conceito importante é o de permeabilidade, cuja
de�nição nada mais é que a facilidade de transmissão de �uido. Fisicamente, ela expressa o
quanto os poros estão interligados uns aos outros, sendo assim, de extrema importância no
estudo de águas subterrâneas. Fatores como tamanho, formato, arranjo e a distribuição dos
grãos, bem como o índice de cimentação entre eles, in�uenciam tanto no grau de porosidade
quanto no de permeabilidade das rochas (Lima, 2014). A de�nição de poros pode ser ex-
pandida de acordo com a origem deles, sendo primária ou secundária. Porosidade primária
é de�nida como a que se origina durante o processo de formação da rocha, muito presente
em rochas sedimentares. Porosidade secundária por sua vez, é aquela advinda de processas
posteriores à formação da rocha devido a fraturas e �ssuras, efeitos mecânicos ou dissolução
química de sais nas rochas.
Lei de Darcy e Potencial Piezométrico
A equação que descreve o �uxo de um �uido através de um meio poroso é conhecida por Lei
de Darcy (Telford et al., 1976). Matematicamente é expressa por:
Q = −κA (pa − pb)
µL, (1.2)
sendo Q o �uxo total indicado em m3/s, A é a seção transversal percorrida pelo �uido,
medida em m2, L é o comprimento do corpo ou unidade, em metros, em que está havendo
uma diferença de pressão (Lima, 2014). O coe�ciente de permeabilidade intrínseca do meio,
conhecido também por condutividade hidráulica, é expresso por κ e leva em conta as carac-
terísticas do meio (como porosidade, forma, distribuição, arranjo das partículas) bem como
as características do �uido que está escoando. A viscosidade representada por µ é expressa
em Pa · s. A diferença de pressão, pa − pb , entre os dois pontos, é que marca o sentido do
�uxo: indo sempre do ponto de maior carga para o de menor carga hidráulica. Desta forma,
é necessário o sinal negativo na frente da equação, pois este indica que o �uxo tem sentido
contrário ao do gradiente positivo de pressão (Feitosa e Manoel Filho, 1977).
16
1.4 Aquíferos
De acordo com Lima (2014), aquíferos são unidades geológicas permoporosas em que ocorrem
o armazenamento e transporte de água subterrânea, não são necessariamente independen-
tes das águas super�ciais (lagos, represas e rios), podem estar conectados, dependendo por
exemplo da permeabilidade do leito do rio. Os aquíferos subterrâneos são uma fonte pri-
mordial de água doce para o mundo, uma vez que estão relativamente preservados e tendem
a acumular um grande volume de água. O nível freático é o nível em que se encontram as
águas subterrânea e quanto mais alto ele estiver, maior a proximidade da superfície estará
este nível.
Os aquíferos então podem ser classi�cados em dois grandes grupos (Figura 1.6): os
aquíferos con�nados e os livres (Feitosa e Manoel Filho, 1977).
• Os aquíferos con�nados são aqueles que estão localizados entre duas unidades geológicas
impermeáveis, acima e abaixo dele. Graças a esta característica, eles possuem pressão
hidráulica maior que a da atmosfera.
• Os aquíferos livres são aqueles que também estão localizados entre duas unidades:
uma permeável acima e outra impermeável abaixo. Devido a isto, sua pressão é igual
à pressão atmosférica.
Figura 1.6: Ilustração de tipos de aquíferos (A.B.A.S, 2018).
Além disso, é possível classi�car aquíferos, de forma mais especí�ca, quanto a disponi-
bilidade de água, em:
• Aquitarde: É uma formação geológica semipermeável, pois apresenta porosidade e
permeabilidade relativamente baixas. São consideradas desprezíveis do ponto de vista
de suprimento de água.
17
• Aquiclude: É uma formação geológica impermeável e não fraturada, que pode con-
ter água, mas sem condição de movimentá-la de um lugar para outro, em condições
naturais e em quantidades signi�cativas. É um exemplo extremo de aquitarde.
• Aquifuge: São camadas ou corpos de rochas muito compactadas que apresentam
porosidade total e permeabilidade quase nula, como as rochas cristalinas magmáticas
e metamór�cas que constituem grande parte dos embasamentos geológicos, além dos
quartzitos, basaltos e rochas a�ns, não fraturadas ou intemperizadas.
Feitosa e Manoel Filho (1977) também classi�cam a presença de água subterrânea nos
aquíferos é verticalmente em duas zonas, quais sejam:
• Zona Saturada: Situada abaixo do nível freático e com todos os poros preenchidos
por água.
• Zona Não�Saturada: Situada entre a superfície do terreno e o nível freático, o que
resulta nos poros estarem preenchidos parcialmente por ar e vapor d'água. Nesta zona
temos três subdivisões:
1. Zona Capilar: Também conhecido por franja capilar, representa o limite entre
a Zona Saturada e a Zona Não�Saturada.
2. Zona Intermediária: Possui espessura variável e sedimentos de granulometria
variável. Estende-se do limite de capilaridade da água até o alcance das raízes
das plantas. A umidade que ainda se faz presente é devido a água capilar isolada,
ou seja, fora do alcance das raízes.
3. Zona das Raízes ou Zona de Evapotranspiração: Caracterizada por ser uma
faixa com alta porosidade e permeabilidade, penetrada pelas raízes das plantas.
Por esse motivo, pode ter uma espessura mínima quando há pouca vegetação ou
até metros em casos de vegetação abundante.
De acordo com Feitosa e Manoel Filho (1977), conforme a Figura 1.7, os aquíferos,
quanto a sua classi�cação textural, podem ser:
• Aquíferos Porosos: São aqueles formados por rochas sedimentares consolidadas,
sedimentos inconsolidados ou solos arenosos, a circulação da água se faz principalmente
nos poros formados entre os grãos. Ocorrem em bacias sedimentares e em várzeas onde
se acumularam sedimentos arenosos. São importantes devido ao grande volume de
água armazenável e por terem a porosidade quase sempre homogeneamente distribuída,
permitindo assim que haja �uxo de água em qualquer direção, dependendo apenas dos
diferenciais de pressão hidrostática atuantes.
18
Figura 1.7: Tipos de aquíferos quanto à porosidade, extraído de A.B.A.S (2018)
• Aquíferos Fissurais: São unidades do embasamento cristalino (rochas ígneas e me-
tamór�cas), onde a circulação de água se faz nas falhas, fendas e fraturas geradas
por esforços mecânicos e tectônicos. Neste caso, já que a água só pode �uir devido
à porosidade secundária, quase sempre possuem uma orientação preferencial. Poços
perfurados neste tipo de aquífero tendem a produzir poucos metros cúbicos de água,
já que vão depender da interceptação e quantidade dessas fraturas.
• Aquíferos Cársticos: Formações constituídas de rochas calcárias ou carbonáticas.
O �uxo de água ocorre nas fraturas e descontinuidades resultantes de fraturas ou
dissolução do carbonato pela ação da água. O tipo de porosidade mais relevante é
naturalmente a secundária, pois é de onde se gera o acúmulo e transmissão de água.
Podem atingir grandes dimensões.
Capítulo 2
Aspecto Teórico
2.1 O Eletromagnetismo
Os princípios básicos para a compreensão e estudo da teoria do eletromagnetismo e sua
aplicação em levantamentos geofísicos, residem nas Equações de Maxwell. Estas são de�nidas
a partir de um conjunto de quatro equações diferenciais lineares, aplicadas a certas grandezas
que descrevem como os campos elétrico e magnético se comportam e se relacionam no espaço
e no tempo (Ward e Hohmann, 1988).
As grandezas em questão são o campo elétrico e, cuja unidade é o volt por metro V/m),
o campo magnético h, cuja unidade é o ampere por metro (A/m), a indução magnética b,
cuja unidade é o Tesla (T ) e o deslocamento elétrico d, cuja unidade é o Coulomb por
metro quadrado (C/m2). Também são inclusas a densidade super�cial de corrente j, que
é medida em Ampère por metro quadrado (A/m2), a densidade de carga elétrica ρ, que é
medida em Coulomb por metro cúbico (C/m3), a permeabilidade magnética µ expressa em
Henry por metro (H/m), a permissividade elétrica ε, medida em Faraday por metro (F/m)
e a condutividade elétrica σ, cuja unidade é de Siemens por metro (S/m). O campo de
deslocamento elétrico é de�nido como
d = εe, (2.1)
e a indução magnética b por sua vez é de�nida como
b = µh. (2.2)
Assim, o �uxo Φ do campo magnético b que atravessa uma superfície S, é dado por:
Φ =
∫s
b · dS, (2.3)
19
20
e é denominado por �uxo magnético. Além disso, a densidade de corrente j se relaciona com
o campo elétrico e e a condutividade elétrica σ, da seguinte forma:
j = σe. (2.4)
2.2 Equações de Maxwell
O acoplamento entre os campos e e h é descrito pelas leis de Ampére e Faraday. As Equações
de Maxwell são então equações que descrevem como os campos magnéticos se estabelecem
pontualmente e mostram que estas variações dependem de grandezas presentes num dado
ponto. Na forma diferencial (Ward e Hohmann, 1988):
∇× e = −∂b∂t, (2.5)
∇× h =∂d
∂t+ j (2.6)
∇ · b = 0, (2.7)
∇ · d = ρ. (2.8)
As equações de Maxwell também podem ser expressas na forma integral. Sua forma diferen-
cial é mais utilizada, pois o uso de gradientes, divergentes e rotacionais são bem de�nidos
no campo da matemática vetorial mas quando se quer trabalhar com o campo elétrico e e
campo magnético b às vezes é mais conveniente utilizar a forma integral das equações de
Maxwell. Para ambas as situações, a designação dos campos em letra minúscula é utilizada
para representá-los no domínio do tempo e a designação em letra maiúscula para indicar que
os campos estão no domínio da frequência.
2.2.1 Equações de Maxwell no Domínio da Frequência
O par de transformadas de Fourier, direta e inversa (Ward e Hohmann, 1988), são respecti-
vamente:
f(t) =1
2π
∫ ∞−∞
F (ω)eiωtdω, (2.9)
f(ω) =
∫ ∞−∞
f(t)e−iωt dt. (2.10)
Aplicando a Equação 2.9 nas Equações 2.5, 2.6, 2.7 e 2.8, tem-se as Equações de Maxwell
no domínio da frequência:
∇× E + iωB = 0, (2.11)
21
∇×H− iωD = J, (2.12)
∇ ·B = 0, (2.13)
∇ ·D = Qv, (2.14)
onde Qv é a densidade de carga elétrica.
2.2.2 Relações Constitutivas
Ainda, de acordo com Ward e Hohmann (1988), os campos E, B, D,H se relacionam através
das chamadas relações constitutivas, que dependem das características elétricas e magnéticas
de cada meio (Telford et al., 1976). Elas são em geral bastante complexas porém, em meios
simples, as relações constitutivas se reduzem a:
J = σE, (2.15)
D = εE, (2.16)
B = µH. (2.17)
Como já citado anteriormente, a condutividade elétrica σ, a permeabilidade magnética µ e a
permissividade dielétrica ε são os parâmetros que descrevem propriedades eletromagnéticas
do meio. No vácuo, possuem os seguintes valores: σ0 possui valor igual a zero; µ0 é igual a
4π×10−7 H/m0 e ε assume o valor de 8,854×10−12F/m (McNeill e Labson, 1988).
Considerando as Equações 2.11, 2.12 e 2.13 justamente com as relações constitutivas
no domínio da frequência obtém-se as equações acopladas:
∇× E + iµωH = 0, (2.18)
∇×H− (σ + iεω)E = 0. (2.19)
Desta forma, o termo σE representa a corrente de condução e o termo iεωE a corrente de
deslocamento devido a variação temporal do campo elétrico. Uma forma mais compacta para
as Equações 2.18 e 2.19 pode ser obtida a partir dos termos de impeditividade z (z = iµω)
e admissibilidade y (y = σ + iεω) (Ward e Hohmann, 1988):
∇× E + zH = 0, (2.20)
∇×H− yE = 0, (2.21)
substituindo uma equação na outra e vice-versa, obtém-se como resultado:
∇×∇×H + ik2H = 0, (2.22)
∇×∇× E + ik2E = 0, (2.23)
22
onde k 2 = −zy = µεω2 − iµσω. Considerando a identidade
∇× (∇×A) = ∇(∇ ·A)−∇ · ∇A = ∇(∇ ·A)−∇2A, (2.24)
pode-se utilizá-la nas Equações 2.22 e 2.23, considerando regiões sem fontes de campo E e
H (neste caso: ∇ · B = 0 e ∇ · J = 0) e simpli�cando quando necessário, as equações de
Helmholtz são dadas por:
∇2E + k2E = 0, (2.25)
∇2H + k2H = 0. (2.26)
Nessa equação, os parâmetros σ, µ e ε podem variar com a frequência.
2.2.3 Princípios de Funcionamento
De acordo com Parasnis (2012), o método eletromagnético tem como princípio de funci-
onamento a propagação de um campo eletromagnético (campo primário) emitido por um
transmissor que provoca a indução de um outro campo (campo secundário) em um alvo
ou receptor. No contexto geológico-geofísico, o campo eletromagnético primário provoca
correntes elétricas secundárias em subsuperfície.
A depender do tipo de transmissor, receptor ou até do método eletromagnético utilizado,
as respostas são expressas em impedância, campos secundários ou em um campo resultante
(da interação entre o campo primário e secundário).
2.3 Método VLF
A faixa de radiofrequência VLF (Very Low Frequency) é uma designação dada à faixa entre
3 e 30 kHz, mas que devido à limitação de potência dos transmissores utilizados atua entre
5 e 25 kHz (McNeill e Labson, 1988). O método VLF consiste no uso do sinal de poderosos
transmissores de rádio de uso militar, espalhados pelo mundo e que possuem alcance global.
Este sinal é popularmente utilizado na comunicação naval, alguns serviços de comunicação
marítima e militar (McNeill e Labson, 1988). Além disso, devido à penetração de no mínimo
40m sob a água, é utilizado como meio de comunicação das Forças Armadas com submarinos.
Existem mais de quarenta desses transmissores (antenas) de comunicação global e uso militar,
espalhados pelo mundo e que podem ser utilizados para prospecção usando receptores de
equipamentos de VLF.
23
2.3.1 Utilização na geofísica
Desde 1963, esta faixa de frequência foi considerada para a prospecção de corpos eletri-
camente condutivos e testada em locais de depósitos minerais conhecidos (Saydam, 1981).
Seu princípio é o de medição da inclinação do campo magnético (dip angle) ou, também,
da intensidade dos componentes horizontal e vertical dos campos magnéticos. Isto porque
descobriu-se que o campo magnético na faixa de radiofrequência atingia seu valor máximo
sobre condutores em subsuperfície e o módulo do campo magnético vertical alcançava seu
valor mínimo nesta mesma posição (Zhang, 2015).
Os transmissores, atuando como uma fonte primária, conseguem gerar ondas eletro-
magnéticas planas que podem induzir correntes secundárias em corpos geológicos, sendo isso
especialmente notável em alvos condutivos bem alongados. A detecção de formações minerais
de subsuperfície ou anomalias de interesse é considerada viável graças a um receptor VLF
portátil, usado em campo, que grava as componentes em fase e em quadratura do campo
magnético vertical relativos aos campos primário e horizontal. Desta forma, o transmissor
VLF então pode ser considerado como um dipolo elétrico vertical na superfície terrestre que
gera ondas eletromagnéticas consistindo de componentes vertical e horizontal. Na maioria
das situações, quando os levantamentos são realizados a grandes distâncias do transmissor, a
onda eletromagnética se comporta como uma onda plana de propagação horizontal (McNeill
e Labson, 1988).
2.3.2 Características
Os sinais VLF propagam-se basicamente na zona entre a ionosfera e a superfície da Terra,
portanto é necessário ater-se à presença da ionosfera bem como sua altitude, já que ela pode
variar consideravelmente ao logo do dia. Além disso, a modelagem teórica dessa propagação
é realizada considerando a curvatura da Terra, a presença da ionosfera e sua altitude variável,
seus modos de propagação e a e�ciência do transmissor.
De acordo com Ammar e Kruse (2016), além da utilização para localizar depósitos mi-
nerais, o método VLF também serve como um instrumento de reconhecimento e avaliação
de características geoelétricas, obtendo-se bons resultados em locais em que há acentuado
contraste lateral de condutividade elétrica entre unidades geológicas. Desta forma, zonas
de falhas, fraturas e/ou corpos mineralizados (já que possuem condutividade maior que a
rocha encaixante), são ideais na prospecção com o VLF. Na prática, as áreas para uma
boa aplicação do VLF são: mapeamento geológico (falhas, diques, contatos litológicos etc),
exploração de depósitos minerais ou água subterrânea (particularmente sendo aquíferos �s-
surais), geofísica ambiental (contaminantes químicos), detecção de tubulações metálicas em
24
geral, variações laterais da resistividade elétrica dentre outros.
2.3.3 Direção do Levantamento e Atenuação
Devido à con�guração de propagação de ondas, as medições do VLF devem ser feitas na
direção perpendicular às estruturas geológicas-alvo como mostrado na Figura 2.1. Ademais, o
transmissor escolhido deve estar alinhado às estruturas. Ainda na Figura 2.1, percebe-se que
a estrutura geológica está na mesma direção do campo elétrico Ep emitido pelo transmissor,
sendo desta forma �cortado� pelas linhas de campo magnético primário do mesmo.
Figura 2.1: Esquema ilustrativo do princípio do sistema de prospecção VLF-EM, onde
Ep é o campo elétrico do transmissor, Hp é o campo magnético primário, Hs é o campo
magnético secundário e α é a densidade de corrente. Adaptado de Conceição (2010).
Na Figura 2.2, a componente E0x representa a intensidade do sinal elétrico perdido
devido atenuação durante a propagação da onda. Percebe-se que ela varia a depender da
condutividade do terreno em que se propaga. Isto ocorre por causa da condutividade �nita
da ionosfera e da terra, havendo assim uma pequena atenuação com a distância sofrida pela
onda durante sua propagação. O campo correspondente à atenuação de sinal E0x �ca assim
mais intenso em terrenos mais resistivos e mais fraco em terrenos menos resistivos. Fazendo
uma analogia a circuitos elétricos pode-se comparar as perdas no terreno como um resistor
variável r, onde i seria uma corrente constante (da onda VLF) com uma voltagem dada por
ir causando uma perda de energia da fonte à taxa de i2r. O valor de r é irrelevante na
intensidade de i e independentemente da resistência da Terra, a atenuação com a distância
é tão baixa que o campo elétrico vertical e o campo horizontal, respectivamente, E0z e H0y,
permanecem virtualmente constantes. O valor de E0x, diferentemente das componentes do
campo eletromagnético anteriores, está constantemente se ajustando para se adequar ao �uxo
25
de potência na terra e se torna um indicador da resistividade local do terreno (McNeill e
Labson, 1988).
Figura 2.2: Onda se propagando sobre terreno de resistividade variada. Extraído de
Sato (2014a).
2.3.4 Fatores de In�uência
Ruídos
Ruídos são fatores que também devem ser considerados no levantamento geofísico pois po-
dem interferir no sinal enviado pelas antenas. Fatores como relâmpagos, céus nublados e
tempestades elétricas podem afetar o alcance e qualidade do sinal recebido.
Skin depth
Skin depth (δ), por sua vez, é geralmente estudado e estimado para grandes levantamentos
pois interfere diretamente na qualidade e e�ciência dos mesmos. Ele é de�nido (McNeill
e Labson, 1988) como a profundidade em que a onda eletromagnética deve percorrer para
sofrer uma atenuação de 1/e (em torno de 37 %) de sua intensidade:
δ =
√2ρ
ωµ(2.27)
e também pode ser escrita na seguinte fórmula:
δ = 503
√1
fσ, (2.28)
onde σ é a condutividade do meio, f é a frequência, ω é a frequência angular (2π·f), ρ é a
resistividade do meio, µ é igual a µ0µr, em que µr = permeabilidade magnética relativa do
condutor e µ0= permeabilidade magnética no vácuo (Telford et al., 1976).
26
Efeito Topográ�co
Na prospecção, um dos principais fatores que in�uenciam na medição de dados é o �efeito
topográ�co� nas áreas onde a aquisição será feita. Terrenos não-planos podem contribuir
bastante na alteração das anomalias medidas, podendo ocasionar leituras falsas. Baker e
Myers (1980) explicam que até certo grau, sempre haverá algum campo secundário presente
e consequentemente in�uenciará o campo primário emitido pelos transmissores de VLF.
Isto porque, os campos primários e secundários são aproximadamente planos em planícies
horizontais, contudo, em locais de topogra�as acentuadas o campo secundário tende a ser
paralelo à superfície, seguindo assim elevações e depressões quando encontrados. Como o
campo primário continua, horizontal, isso provoca uma resultante que passará a seguir as
variações de terreno afetando assim a leitura do tilt angle.
O efeito topográ�co na resposta do estudo em VLF é então relacionado às variações
de topogra�a e ao skin depth. Observando a Equação 2.28, vê-se que é necessário conhecer
a resistividade do terreno para estimar o valor de δ. Quando a direção do relevo está na
direção de propagação da onda e o skin depth é muito menor que a elevação do terreno, o
campo magnético total bem como o dip angle deve seguir paralelo à topogra�a. Todavia,
quando o skin depth é muito maior que a elevação, a anomalia devido a topogra�a é menor.
Quando a direção do relevo é perpendicular à direção da propagação não há anomalia do
campo magnético (McNeill e Labson, 1988).
2.4 Propriedades Elétricas da Rochas
Os métodos geofísicos elétricos são de�nidos (Telford et al., 1976) como aqueles que envolvem
a detecção e estudo de corrente elétrica em ambientes geológicos. Há três formas de condução
elétrica: a eletrônica, a condução dielétrica e a eletrolítica. A primeira ocorre com elétrons
livres em superfícies (principal forma de condução entre metais) e a segunda acontece em
condutores pobres ou isolantes devido a um campo elétrico externo. A última forma, a
eletrolítica, é a principal forma de �uxo de elétrons nos corpos geológicos. Ela é decorrente
dos íons que estão dissolvidos nas rochas, em meio aquoso, em fraturas e poros já que as
mesmas são péssimos condutores.
Como a condução eletrolítica é a principal forma de ocorrência de corrente elétrica, as
propriedades dos poros das rochas como tamanho, ligações entre eles, grau de saturação,
salinidade da solução aquosa nos poros dentre outros, afetam diretamente as características
elétricas observadas. Essas propriedades foram estudadas por Archie (Telford et al., 1976)
que as de�niu com a seguinte equação:
ρr = aρwφ−mS−nw , (2.29)
27
onde, ρr é a resistividade elétrica da rocha parcialmente saturada; ρw é a resistividade elétrica
da água nos poros, φ é a porosidade, Sw é a saturação em água, m e n são, respectivamente,
os índices de cimentação e saturação e a é a tortuosidade ou fator litológico (m, n e a
são obtidos empiricamente). A Lei de Archie (de Oliveira Braga, 2016) então relaciona a
resistividade da rocha com a sua porosidade e saturação em água.
2.4.1 Método Eletrorresistivo
De acordo com de Oliveira Braga (2016), os métodos eletrorresistivos tem como princípio
a utilização de uma fonte arti�cial e controlada de corrente elétrica que é injetada no chão
através de eletrodos-fonte para que se possa medir os potenciais e a corrente através de outros
eletrodos utilizados na área. Obtém-se bons resultados devido ao possível controle da fonte,
diferentemente dos métodos elétricos de fonte natural, contudo ele é mais sensível a fontes
elétricas externas.
2.4.2 Lei de Ohm
A Lei de Ohm relaciona o campo elétrico e com a densidade de corrente j e a condutividade
elétrica de acordo com a equação 2.4, cujo signi�cado também pode ser descrito da seguinte
forma:
e = ρj, (2.30)
uma vez que a condutividade σ é inverso da resistividade ρ. Sabendo-se que o campo elétrico
é o gradiente do potencial elétrico V , sendo e = −∇V e substituindo na equação anterior:
j = −σ∇V, (2.31)
utiliza-se então de operadores matemáticos para simpli�car a Equação 2.30:
∇ · (σ∇V ) = 0, (2.32)
∇σ · ∇V + (σ∇ · ∇V ) = 0, (2.33)
∇σ · ∇V + (σ∇2V ) = 0. (2.34)
(2.35)
Uma vez que σ é considerada uma constante diferente de zero e o potencial é harmônico, a
equação de Laplace deve ser atendida:
∇2V = 0. (2.36)
28
2.4.3 Potencial Elétrico em Meio Homogêneo e Resistividade Apa-
rente
Na hipótese de uma fonte pontual de corrente I, �xada no interior de um semiespaço condutor
e isotrópico de geometria esférica e raio r, o potencial V será:
V =Iρ
2πr. (2.37)
Tendo mais de um eletrodo de corrente, o potencial resultante será de�nido como a soma dos
potenciais individuais de cada eletrodo uma vez que a equação de Laplace é linear e portanto
a soma de duas soluções também seria uma solução válida. Pelo princípio da superposição,
a diferença de potencial entre os dois eletrodos M e N é dado por (Telford et al., 1976):
∆V =Iρ
2π
[(1
AM −BM
)(1
AN −BN
)], (2.38)
onde AM, BM, AN e BN são os espaçamentos entre eletrodos. A e B são os eletrodos de
corrente e M e N, os de medição dos potenciais. Pode-se isolar o parâmetro de resistividade
na equação 2.38, chamando-o de K e o designando de fator geométrico, tem-se então:
K = 2π
(1
AM− 1
BM− 1
AN+
1
BN
)−1. (2.39)
A equação �ca então da seguinte forma:
ρ = K∆V
I. (2.40)
Ela expressa o cálculo da resistividade através de uma superfície homogênea e isotrópica,
contudo sabemos que a Terra não satisfaz tais condições. Logo, o valor encontrado pela
equação 2.40 não corresponde ao valor verdadeiro do corpo rochoso em subsuperfície. O
conceito de resistividade aparente é então utilizado, que segundo Sato (2014b) pode ser
de�nido como �a resistividade elétrica de um meio homogêneo que, substituindo um meio
heterogêneo, provocaria as mesmas reações elétricas observadas nas mesmas condições ge-
ométricas dos eletrodos�. Em outras palavras: a resistividade aparente corresponderia à
resistividade de um meio homogêneo que, substituindo o verdadeiro, reproduziria os mesmos
valores de ∆V e I, com as mesmas condições geométricas os pontos A, B, M e N.
2.4.4 Caminhamento Elétrico e Arranjo Dipolo-Dipolo
O caminhamento elétrico tem grande utilização nos estudos de variações laterais de resisti-
vidade e é bastante utilizado no estudo de águas subterrâneas, já que consegue identi�car
diversas estruturas como fraturas e descontinuidades além de complementar o VLF, pois é
29
sensível a variações verticais. Dentre os diversos tipos de arranjos utilizados na prospecção e
estudos de águas subterrâneas o mais utilizado (e que também foi utilizado neste trabalho) é
o arranjo dipolo-dipolo. A Figura 2.3 ilustra este arranjo onde: A) corresponde à disposição
do arranjo e B) ilustra os níveis de profundidade em relação ao afastamento dos eletrodos. O
espaçamento entre eletrodos de corrente é �xo durante a aquisição. Durante o levantamento,
faz-se uma série de medições com os eletrodos de emissão de corrente, A e B, e de leitura
do potencial M e N , aumentando-se então a separação entre eles por um fator n·a, sendon o fator de separação entre os eletrodos e a o espaçamento entre os eletrodos de corrente.
Cada um desses afastamentos vai corresponder a um nível de investigação de profundidade
(Gandolfo, 2007), como mostrado na Figura 2.3B).
Figura 2.3: Arranjo Dipolo-Dipolo, adaptado de Rucker e Fink (2007).
A profundidade de investigação depende não só da geometria utilizada na aquisição,
mas também dos contrastes de resistividade na subsuperfície (Rucker e Fink, 2007).
Capítulo 3
Metodologia e tratamento de dados
O estudo do aquífero localizado na área da Fazenda Bicudo em São Gonçalo dos Campos,
Bahia foi realizado a partir de medidas geofísicas de VLF e caminhamento elétrico. Primei-
ramente com o equipamento �T-VLF� que faz leituras de dados eletromagnéticos na faixa de
VLF, sendo o mesmo utilizado no modo tilt angle, em que, apenas, os componentes eletro-
magnéticos são mensurados. Foram feitas quatro linhas paralelas, na direção NE�SW, em
Janeiro de 2018. Em março de 2018, foi realizado o levantamento de eletrorresistividade,
utilizando para tal, o método de caminhamento elétrico (cruzando as linhas de VLF) através
do arranjo dipolo-dipolo. A realização dos levantamentos em diferentes períodos foi devido à
indisponibilidade dos equipamentos no mesmo momento. Posteriormente, os dados de todas
as linhas foram tratados e interpretados com os métodos devidos. Assim, na Figura 3.1,
tem-se uma visualização da região de estudo, onde se destacam um poço de água atualmente
ativo, bem como uma pequena região alagadiça que atualmente tem cerca de 3m2 mas no
passado era bem maior de acordo com relatos dos moradores da fazenda (em torno de 9m2).
Na pesquisa realizada de poços de água no município (CPRM, 2018b) constatou-se que, den-
tre 35 poços cadastrados, a média de profundidade dos mesmos era de 69m, e a profundidade
máxima variava de 14 até 102m.
30
31
Figura 3.1: Imagem das linhas utilizadas neste trabalho, elaborada através do programa
Google Maps e ArcGis.
3.1 Tratamento e Interpretação de Dados Elétricos
3.1.1 Aquisição
A aquisição de eletrorresistividade na área utilizou o aparelho Syscal, da Iris Instruments,
através do arranjo dipolo-dipolo. A boa resolução deste arranjo, a experiência e facilidade
de uso, bem como a disponibilidade do aparelho foram fatores fundamentais na escolha do
mesmo. A linha, para esta aquisição, foi estabelecida perpendicular às de VLF (cortando
as linhas B, C e D) a 15m, aproximadamente, do início destas. Isso facilitou a aquisição,
devido à possibilidade de estender todo o comprimento dos �os, bem como a instalação dos
eletrodos, já que não passaria em meio a árvores e vegetação alta. Esta linha, denominada de
�E� se estendeu por 180m (que era o máximo comprimento dos �os dos eletrodos de corrente
e potencial), com estações estabelecidas a cada 20m e está designada pela cor vermelha na
Figura 3.1.
32
3.1.2 Seção Invertida
Os dados da seção abaixo foram adquiridos através do levantamento com o equipamento
Syscal, da Iris Instrument e a inversão foi feita com o programa Res2DInv (Geotomo Software
Solutions, 2016). Foi feita uma única linha na direção NW-SE cruzando as quatro linhas de
VLF.
Figura 3.2: Pseudo-seção de eletrorresistividade invertida através do programa
Res2DInv.
A Figura 3.2 mostra a pseudo-seção de resistividade aparente medida, calculada e in-
vertida. A seção a) é a pseudo-seção de resistividade aparente medida, a seção b) mostra
a pseudo-seção de resistividade aparente calculada pelo programa. E, �nalmente, a seção
c) mostra o modelo invertido desta seção de resistividade. Na seção invertida, é possível
observar um baixo resistivo super�cial destacado no início da linha de aquisição, estendo-se
lateralmente entre 30 e 90m aproximadamente, podendo ser uma zona saturada condutora.
Outra região de baixa eletrorresistividade está localizado entre as estações 120 e 140 a
uma profundidade maior, de aproximadamente 37m. Esta região, visivelmente, se estende
ao longo da área nesta profundidade, podendo, esta zona saturada, ser pertencente a um
aquífero, já que a mesma está a uma profundidade que está de acordo com a relatada pelos
proprietários da região. Uma zona altamente resistiva é bem de�nida em profundidades mai-
ores que 25m se estendendo lateralmente entre aproximadamente 45 e 110m e apresentando
valores maiores, acomodando-se, à medida que a profundidade aumenta. A seção invertida e
calculada chegou a ter mais de 50% de erro nas primeiras inversões do Res2DInv, mas, após
33
remoções de valores ruidosos nos dados, foi considerada adequada para interpretação com um
erro de 20,5%, indicando uma con�abilidade aceitável para a análise de eletrorresistividade.
3.1.3 Interpretação de Dados Elétricos
Na Figura 3.3 foi possível separar três áreas bem destacáveis de acordo com a resistividade.
Figura 3.3: Seção Eletrorresistiva invertida através do programa Res2DInv, com delinea-
mento de três áreas. A, B e C indicam a localização aproximada em que o caminhamento
elétrico intercepta as linhas de aquisição em VLF.
Essas três porções foram delimitadas para que fosse possível realizar uma análise mais
e�caz na interpretação da pseudo-seção. A área delimitada e classi�cada como �1� corres-
ponde à parte menos resistiva, a área 2 corresponde à parte mais resistiva na inversão e a
seção 3 é outra área de menor resistividade bem como a área 1.
A porção super�cial 1, delimitada por linha tracejada, é bem destacável por apresentar
uma zona evidente de baixa resistividade. Este trecho da linha que se estende super�ci-
almente por quase toda a seção, encontra-se mais ou menos a 15m de distância da área
saturada (a área alagadiça), que por sua vez a�ora em torno de 0 a 20m da posição da
mesma, mas que no passado de acordo com relato dos moradores da fazenda se estendia
entre 100m e 120m. Esta seção também �ca próxima, a 20m de distância do poço, per-
pendicularmente à posição de 140m na linha de resistividade invertida, que é utilizado para
bombear água para a fazenda.
A porção 2, por sua vez, corresponde visivelmente ao embasamento cristalino na região
devido á súbita transição de baixa para elevada resistividade. Essa seção se caracteriza
pelo aumento gradativo da resistividade à medida que a profundidade aumenta. A baixa
profundidade do embasamento mostra-se coerente com os dados obtidos de poços de água
da região, em que muitos atingem embasamento cristalino entre 10 e 15m de profundidade
após a perfuração(CPRM, 2018b).
34
A porção 3, por sua vez, é uma outra zona de baixa resistividade, porém a pequena
extensão é devido às restrições do processamento. Como a seção foi interpretada com uma
única linha, é possível considerar que esta zona seja um prolongamento de uma outra zona
de baixa resistividade, cuja detecção não pôde ser feita por esta linha ou inversão. Tal zona
pode ter até mesmo origem além dos limites da fazenda.
3.2 Tratamento e Interpretação de Dados VLF
3.2.1 Aquisição
Na aquisição de dados eletromagnéticos, através do método VLF, foram feitas quatro linhas,
(Figura 3.1), utilizando-se tanto a frequência de 18 kHz como a de 24 kHz através do aparelho
T-VLF da Iris Instruments. As linhas, denominadas de, A, B, C e D possuem respectiva-
mente 144, 162, 150 e 144m de extensão e foram traçadas aproximadamente paralelas, na
direção NE�SW com estações de 6 em 6m. Essa disposição foi tomada devido à localização
de poços de água em outras fazendas, na mesma direção (CPRM, 2018b), sugerindo um
aquífero que estende desta forma. Por causa disso, foi interessante projetar as linhas perpen-
dicularmente a esta direção, já que seria mais plausível de uma possível detecção de limites
geológicos do aquífero. Foi estabelecido um espaçamento de 70m entre as linhas, mas devido
à geogra�a local e aos limites da propriedade da fazenda (cercas, árvores, vegetação alta etc)
algumas linhas tiveram tamanhos e espaçamentos um pouco distintos. Na Figura 3.1, tem-se
uma visualização da região de estudo, com as linhas realizadas, o poço de água atualmente
ativo e a pequena região alagadiça de 3m2.
3.2.2 Filtros
As componentes medidas pelo sistema VLF-EM detém diversos ruídos não lineares e harmô-
nicos advindos de diversas fontes (sistema e cabos elétricos, relâmpagos, o próprio transmissor
VLF-EM etc), logo, não é possível fazer uma leitura direta dos dados obtidos. Por isso é
necessário utilizar �ltros que poderão aumentar a relação sinal-ruído dos dados e/ou remover
parte do ruído intrínseco das fontes naturais e arti�ciais (McNeill e Labson, 1988). Os �ltros
mais comuns são o Fraser (Sundararajan et al., 2007) e o Kaorus-Hjelt (Karous e Hjelt,
1983).
O �ltro Fraser é um �ltro numérico simples que converte pontos de crossovers da
polaridade em questão em picos através da diferenciação de sucessivos valores de tilt angle
ao longo do per�l (ele é de certa forma a primeira derivada dos dados). Ele calcula o
gradiente horizontal e suaviza os dados a �m de dar valores máximos sobre condutores que
35
podem então ser contornados. Ou seja: ele atua na anomalia de forma que as partes com
inclinação máxima vão aparecer como amplitude máxima já que ele desloca o dip angle em
90o (Sundararajan et al., 2007).
O Filtro Karous (Karous e Hjelt, 1983) por sua vez utiliza-se de uma �ltragem linear
para a análise do dip angle através do �ltro Fraser (é uma versão mais generalizada deste
�ltro). A técnica se fundamenta na �ltragem do mesmo conjunto de dados por várias profun-
didades, resultando assim em uma melhor percepção da variação de densidade de corrente
com a profundidade. Isso é obtido com a �ltragem do dado em fase para a geração de
pseudo-seções de densidade de corrente. Assim, áreas com alta densidade de corrente vão
equivaler, qualitativamente, a áreas com boa condutividade (Sundararajan et al., 2007).
3.2.3 Elipse de Polarização
Componentes do campo eletromagnético variam tanto em fase como em amplitude de acordo
com a direção em que se propaga (Marques, 1995). Assim, na propagação do sinal VLF,
os campos secundários gerados por correntes induzidas no espaço condutor não homogêneo
atuam com uma defasagem no campo horizontal primário. Ou seja: graças à variação que
ocorre na fase e na direção ao longo do tempo, o campo resultante total não é linearizado,
e o seu vetor descreve um elipsoide de polarização. Assim, as amplitudes Hz e Hx são as
componentes vertical e horizontal do campo resultante, H1 e H2 são os eixos maior e menor
da elipse de polarização e α é o tilt angle (Saydam, 1981), como demonstrado na Figura 3.4
abaixo:
36
Figura 3.4: Esquematização da Elipse de Polarização, com a indicação das componentes
do campo que a originam (Hz e Hx) bem como os eixos da elipse (H1 e H2), onde α é
o tilt angle (Conceição, 2010).
O tilt angle, denominado por α (equação 3.1), é o ângulo formado entre o eixo maior da
elipse de polarização e um dos eixos coordenados e a elipsidade é a razão entre as amplitudes
dos eixos da elipse. Ambos são medidos em graus ou em porcentagem (Saydam, 1981).
Matematicamente, através da elipse de polarização, são de�nidos como:
Tilt Angle:
α = ±1/2 arctan
[2(Hz/Hx) cos ∆φ
1− (Hz/Hx)2
], (3.1)
Elipsidade:
ε =H2
H1
=HzHx sin ∆φ
H22
× 100%, (3.2)
sendo as fases das componentes magnéticas vertical e horizontal iguais a, respectivamente,
φz e φx e ∆φ = φz−φx é a defasagem entre os campos vertical e horizontal. Na equação 3.1,
quando Hx�Hz (situação de propagação das ondas VLF pois o campo primário é muito
maior que o secundário) a razão (Hz/Hx)2 tende a zero. Logo, é possível reescrevê-la de
forma simpli�cada, como:
α = ±1/2 arctan 2(Hz/Hx), (3.3)
Rescrevendo as duas equações acima, a �m de retratar as componentes real e imaginária,
tem-se que Hz/Hx é a fração correspondente ao campo secundário vertical. As componentes
37
real e imaginária são então, respectivamente:
Re(Hz) =Hz
Hx
cos ∆φ, (3.4)
Im(Hz) =Hz
Hx
sin ∆φ, (3.5)
Desta forma, a tangente do tilt angle e a elipsidade são consideradas boas aproximações
da razão da componente real do campo magnético secundário em relação ao campo magné-
tico primário horizontal e da razão entre a componente em quadratura do campo magnético
secundário vertical em relação ao campo magnético primário horizontal. Estes valores cha-
mados de anomalias real (α×100%) e imaginária (ε×100%) são expressas em porcentagem.
3.2.4 Interpretação de Componentes Magnéticas
No tratamento dos dados, foi realizada uma análise qualitativa dos mesmos e removidos valo-
res espúrios para então se plotar alguns grá�cos de componentes (como tilt angle) e calcular
alguns parâmetros (como o tipper e a componente em fase) que não são disponibilizados di-
retamente pelo equipamento de aquisição. Posteriormente, alguns dados foram comparados,
na frequência de 18 kHz e 24 kHz, a �m de se avaliar qual frequência de operação obteve
melhor resultado. Esta avaliação foi feita através de uma comparação de quais linhas e
frequências obtiveram poucos ruídos, além de ter sido realizada uma comparação de áreas de
condutividade com áreas de menor resistividade no per�l de eletrorresistividade. De modo
geral, a frequência de 18kHz forneceu leituras mais coerentes.
Componente Em Fase x Tilt Angle
O tilt angle é o ângulo formado entre o eixo maior da elipse de polarização e um dos eixos
coordenados e a elipsidade é a razão entre as amplitudes dos eixos da elipse. Em termos
físicos são entendidos (Bozzo et al., 1994) como a razão da componente real do campo
magnético vertical (Re) em relação ao campo primário horizontal (Hp) e a razão entre a
componente imaginária do campo magnético vertical (Im) com o campo horizontal primário
Hp, respectivamente,
α =Re(Hz)
Hp
, (3.6)
ε =Im(Hz)
Hp
. (3.7)
Há uma relação de linearidade entre a componente em fase do campo magnético induzido em
relação ao tilt angle e da componente em quadratura com a elipsidade, como mostrado nas
equações acima. Para provar esta relação, foi calculada a componente real (Re) através da
38
relação mostrada pela Equação 3.3, já que a tangente do tilt angle é uma boa aproximação
da componente real (Kaikkonen e Sharma, 1998). Esta relação é testada experimentalmente
plotando-se os valores de tilt angle em um eixo e os valores em fase em outro. No estudo das
quatro linhas, como mostrado nas Figuras 3.5, 3.6, 3.7 e 3.8, o coe�ciente de correlação varia
de aproximadamente 0,9086 a 0,9982, para a frequência de 18 kHz e de 0,7546 a 0,9994, para
a frequência de 24 kHz (sendo que nesta frequência três das quatro linhas de VLF tiveram
coe�ciente de correlação acima de 0,97). De acordo com a análise que foi feita do coe�ciente
de correlação, pode-se concluir então que conformidade entre os dados real e imaginário foi
matematicamente provada, pois o coe�ciente angular é aproximadamente 1.
Figura 3.5: Linha A: Plotagem da Componente Em fase x Tilt Angle para as frequências
de 18 kHz e 24 kHz
39
Figura 3.6: Linha B: Plotagem da Componente Em fase x Tilt Angle para as frequências
de 18 kHz e 24 kHz
40
Figura 3.7: Linha C: Plotagem da Componente Em fase x Tilt Angle para as frequências
de 18 kHz e 24 kHz
41
Figura 3.8: Linha D: Plotagem da Componente Em fase x Tilt Angle para as frequências
de 18 kHz e 24 kHz
Tilt Angle x Elipsidade
Os grá�cos abaixo foram plotados com os valores medidos através do equipamento T-VLF.
Pela análise da Elipse de Polarização e das de�nições de tilt angle e elipsidade percebe-se
que há uma relação entre eles ao longo da linha. As Figuras 3.9, 3.10, 3.11 e 3.12 mostram
a relação entre tilt angle e Elipsidade ao longo das linhas. Pela análise grá�ca é possível
veri�car que em boa parte do per�l a grandeza de um deles aumenta em proporção que outro
diminui. Isto é consequência da de�nição dos valores em fase e em quadratura em relação ao
módulo resultante. Isto é bem evidente em grande parte nas linhas A, B e C (e um pouco
na linha D) de 24 kHz e nas Linhas A, B e C de 18 kHz (ocorre também em algumas faixas
na linha D). São evidentes também os pontos de crossover nas linhas A de 24 kHz e C de
18 kHz, em que há um cruzamento do tilt angle e elipsidade. Estes trechos, delimitados por
tais cruzamentos das curvas, indicam regiões em que há fortes mudanças na condutividade
do meio. Trechos em que uma curva decresce bastante e outra aumenta bastante, mas sem
haver crossover, podem corresponder a transições mais suaves na condutividade. Valores não
42
correspondentes a esse comportamento esperado podem ser atribuídos a inúmeros fatores
dentre eles: ruídos, interferência no sinal do transmissor e medições inadequadas. Além
do processo de �ltragem (suavização) feito anteriormente, ainda foram encontrados pontos
fora do padrão na plotagem dos grá�cos de Tilt Angle x Elipsidade, pois se encontravam
ou muito acima ou muito abaixo da ordem de grandeza dos outros pontos. Estes pontos
causavam incongruência e prejudicavam o processamento das linhas, sendo então retirados
do processamento �nal. Tal medida ocasionou melhoria na correlação dos dados.
Figura 3.9: Linha A: Plotagem de Tilt Angle vs Elipsidade x Estação para as frequências
de 18 kHz e 24 kHz
43
Figura 3.10: Linha B: Plotagem de Tilt Angle vs Elipsidade x Estação para as frequên-
cias de 18 kHz e 24 kHz
Figura 3.11: Linha C: Plotagem de Tilt Angle vs Elipsidade x Estação para as frequên-
cias de 18 kHz e 24 kHz
44
Figura 3.12: Linha D: Plotagem de Tilt Angle vs Elipsidade x Estação para as frequên-
cias de 18 kHz e 24 kHz
Análise do Tipper
O Tipper foi calculado através da razão entre os valores do campo vertical secundário indu-
zido e do campo magnético horizontal do transmissor, ambos disponibilizados pelo aparelho.
Ele foi usado para apontar faixas nas linhas de aquisição em que há um corpo condutor, uma
vez que ele representará um aumento da intensidade do campo secundário Hz, inferindo-se
assim um corpo condutor. Constitui-se assim em um bom parâmetro para veri�car contras-
tes de condutividade: nas Figuras 3.13 até Figura 3.16 há diversos pontos de máximo nas
curvas de Tipper que estão nas mesmas regiões de baixa resistividade na Filtragem Karous
x Estação correspondente.
É importante notar que quase todos os valores de tipper foram acima de 100%, signi-
�cando que o campo vertical Hz está maior que o campo horizontal Hp, contrariando assim
algumas expectativas teóricas iniciais. Este fato decorre da proximidade em que foram ins-
tituídas as linhas em relação à posição do corpo condutor. Assim, conforme comparação
geográ�ca interpretada a partir da Figura 3.3, percebe-se que o levantamento com o VLF
foi todo feito acima do aquífero, implicando numa di�culdade de comprovação de contraste
de condutividade apenas com esta análise. O tipper foi plotado junto com o tratamento do
�ltro Karous, que por sua vez teve a frequência de 18 kHz escolhida para a análise e estudo
45
devido à melhor resolução (Figura 3.13 até Figura 3.16).
3.2.5 Interpretação das Filtragens
Análise da Filtragem Hjelt-Karous vs Tipper
O �ltro Karous foi aplicado nas linhas de VLF para as duas frequências utilizadas neste
trabalho, contudo, devido à melhor qualidade dos dados adquiridos, são apresentados apenas
os resultados das inversões dos dados VLF para a frequência de 18 kHz. Para facilitar a
correlação dos dados foi adotado a con�guração em relação às �guras: no grá�co inferior, no
eixo das ordenadas, é apresentado uma distribuição bidimensional de anomalias de densidade
de corrente, produzida pela �ltragem Karous, através do programa KHFFILT (Pirttijárvi,
2004) e na parte superior o grá�co do Tipper. Devido à menor qualidade dos dados, durante
a interpretação, a �ltragem para a frequência de 24k kHz foi desprezada. O eixo das abcissas
representa a estação.
Figura 3.13: Linha A: Plotagem Tipper x Estação (acima) e Filtragem Karous x Estação
(abaixo) para a frequência de 18 kHz
Através da análise visual do Per�l de Tipper, na Figura 3.13, é possível a�rmar que quase
todos os pontos de medida tem valores acima de 100, sendo marcante a presença de 6 picos,
a saber: nas posições 10m, 40m, 60m, 85m, 108m e 125m. Na �ltragem Karous é possível
observar anomalias de alta intensidade em torno das posições de 40 e 60m, especialmente.
Nestas duas estações, o tipper assume, paralelamente, os maiores valores para esta linha
46
seguidas também de um forte mínimo, quando o campo magnético vertical secundário atinge
seus menores valores. De maneira geral o grá�co apresenta contrastes laterais de polaridades,
com alternância entre volumes positivos e negativos. Um fato marcante é que nas posições
de altos valores, no tipper, a distribuição das densidades de correntes tem nestes pontos
alternâncias de polaridade, indicando interfaces entre meios de diferentes condutividades.
Figura 3.14: Linha B: Plotagem Tipper x Estação (acima) e Filtragem Karous x Estação
(abaixo) para a frequência de 18 kHz.
No grá�co superior da Figura 3.14 percebe-se que o valor do tipper segue oscilante ao
longo da linha, com dois máximos bastante marcantes nas estações de 48m e 136m. Outros
pontos entre esses dois valores variam quase que suavemente em sua totalidade, apesar de
haver medidas com elevados valores nas posições 96m e 108m. O valor da componente
real (que representa a condutividade) nesta linha não é altamente variável como na linha A.
Pode-se apontar algumas medidas de mínimos nas faixas de 150m, 60m e 40m, mas que
ainda não são tão severos quando comparados aos grá�cos da Figura 3.13. Entre as estações
de 0 a 20m um valor muito pequeno é percebido no grá�co da Filtragem Fraser, sendo
correspondido no grá�co acima também por uma razão muito pequena de Hz/Hx (tipper).
Nesta faixa de frequência não há muitas anomalias altas apontadas pelo �ltro.
47
Figura 3.15: Linha C: Plotagem Tipper x Estação (acima) e Filtragem Karous x Estação
(abaixo) para a frequência de 18kHz
Os valores observados a partir do tipper, na linha C, �cam mais ou menos constantes
durante as primeiras estações, com valores entre 150 a 200. A partir da posição 40m, há
uma grande oscilação nas estações subsequentes com medidas atingindo mais de 800% de
valor nas estações de 48 e 60m. Tal oscilação continua até o �m da linha onde novamente
um outro valor muito alto, que é registrado na última estação. Na �ltragem Karous apesar
de os primeiros 40m de aquisição terem um valor aproximadamente constante, há 2 porções
com altíssima condutividade. A menor delas entre 50 e 65m e a maior indo de 100 a 130m
(indo da superfície até a profundidade máxima do per�l). Entre essas duas regiões há valores
baixos nas partes rasas do per�l indo até 10m de profundidade (de 30 a 40m, de 55 a 60m,
de 75 a 90m) e outros mais profundos indo de 15m até 25m (nas faixa entre 70 a 80m e
nas posições 90 e 100 da linha). Neste grá�co, é possível associar os valores altos de tipper
com mudanças drásticas na densidade de corrente. Isto é particularmente notável entre as
estações de 40m e 80m, onde uma forte mudança na intensidade da componente vertical
secundária, mostrada no grá�co de baixo, corresponde a um grande pico no grá�co de cima
chegando a 600%. Isto também ocorre na estação 120, seguido, contudo, por uma queda no
tipper, correlacionado à anomalia de mais baixa intensidade nesta linha, cuja componente
real atinge um valor menor que -60 (na estação 140m).
48
Figura 3.16: Linha D: Plotagem Tipper x Estação (acima) e Filtragem Karous X Estação
(abaixo) para a frequência de 18 kHz.
O tipper calculado para a linha D também oscila ao longo da distância, tendo valores
mais baixos no início até a estação 42, praticamente não passando de 150. Logo após esta
posição há um aumento, chegando a um pico de 300% à 54m. Há outros seis valores
altos,de aproximadamente 200%, nas posições 72, 108 e 144m. O �ltro Karous também
calcula altas variações de intensidade havendo quatro regiões de mínimos, representados
pelas partes esverdeadas, que se iniciam da regão mais super�cial até quase o limite máximo
de profundidade (nas posições 10 a 20, 40 a 50, 70 a 80, 120 a 140m). Entre elas há 3 regiões
cuja componente real é mais intensa na linha cujos centros �cam nas posições 60, 90 e 110m.
A região atinge o valor mínimo no �nal da linha. Considerando que os valores do campo
magnético vertical secundário atingem maior intensidade nas imediações das estações de 60,
90 e 120, enquanto que no restante da linha segue com valor mais baixo, estes valores se
correlacionam bem com os picos no grá�co Tipper x Estação (em posição correspondente).
Entre eles, quando a componente real é mais baixa, o valor de tipper também o acompanha
(75m e 130m).
Nos grá�cos mostrados é possível notar que há mudanças nas intensidades das densi-
dades de corrente nas estações �nais, mas que se desloca um pouco a depender da linha. A
região mencionada corresponde a 80�100m (na Figura 3.14), 90�130m (na Figura 3.15) e
90�100m bem como 110�120m (Figura 3.16). Esta região cruza, no sentido SE, as linhas de
VLF o que poderia ser resultante da zona saturada já que é uma região muito próxima e/ou
49
coincidente daquela região condutora considerada como área 1 na Figura 3.2 no sentido SE.
Devido à extensa anomalia bem como seu grande valor na linha C (Figura 3.15) entre 100m
e 130m aproximadamente, é possível também que estes valores altos nesta parte da aquisição
sejam indício da extensão da área identi�cada como 3 no per�l de resistividade(Figura 3.2).
O fato do poço de água estar próximo desta área, entre as linhas B e C, corrobora esta
hipótese uma vez que uma região de condutividade está claramente presente nas linha B,
C e D entre 100 e 130m. Nota-se também que algumas anomalias que implicam em baixa
condutividade estão presentes em todas as linhas, em diferentes intensidades. A exemplo
mais evidente tem-se duas anomalias: entre 0 e 30m bem como 120m e 140m aproximada-
mente, que estão bem destacadas. É possível notar outra anomalia entre, aproximadamente
30 e 50m (que se desloca um pouco a depender do per�l) nas linhas A, B e C, podendo ser
limites e zonas mais resistivas do aquífero. Elas são, em certo grau, apontadas no resultado
da �ltragem Fraser na próxima subseção.
A faixa, entre 30 a 80m está a 10m de distância da região alagadiça (na direção NE).
Nestes grá�cos regiões mais quentes (tendendo ao vermelho) representam áreas com maior
condutividade enquanto áreas mais frias (tendendo ao azul) tendem a ser menos condutivos.
Contrastando os valores do tipper com a região de baixa resistividade adquirida pelo Res2dinv
(Figura 3.2), percebe-se que de fato os dados eletromagnéticos se relacionam bem com os
dados de eletrorresistividade para uma área de alta condutividade nesta região.
Resultados Filtro Fraser
Os resultados da �ltragem Fraser aplicadas nos dados das linhas VLF a A, B, C e D para as
frequências de 18 kHz são apresentados na Figura 3.17. Trata-se de um �ltro passa-banda
que �ltra a componente em fase do sinal para reduzir seu ruído sendo ele aplicado antes de
gerar um mapa de contorno VLF ((McNeill e Labson, 1988)). Ele remove os ruídos DC e
aqueles relacionada à frequência de Nysquit, atenuando grandes comprimentos de ondas e
deslocando o dip-angle. Devido à melhor qualidade dos dados, foi escolhida a frequência de
18 kHz para estudo e comparação.
50
Figura 3.17: Resultado da Filtragem Fraser (KHFFILT) de dados VLF na frequência
de 18kHz. Itens a, b, c, d referem-se às linhas A, B C, D respectivamente.
51
Na Figura 3.17, a �ltragem da linha A (Figura 3.17a) é representada por um per�l
aproximadamente bipolar se o valor de 60 da componente real (eixo vertical), for visto como
um nível de base, enquanto que os maiores picos chegam a valores máximos de 160 e a estação
de 132m atinge o menor valor na linha: zero. Em geral, as grandes variações apresentadas
podem ser atribuídas às sucessivas variações geológicas laterais na área. O primeiro pico
se relaciona com a mudança no contraste litológico apresentado pela detecção da anomalia
que está na posição 0�20m. O outro pico pode ser atribuído à mudança na intensidade da
anomalia, onde componente em fase está mais alta em 35�40m até decair em na distância de
50m (Figura 3.13). Observando e comparando a Figura 3.13 com o grá�co da Figura 3.17a,
percebe-se então que mudanças na característica de condutividade se traduzem no �ltro
Fraser como máximos(ou seja: variações laterais). Há máximos valores quando mudamos de
uma zona mais condutiva para uma menos condutiva e mínimos quando muda para áreas
de maior condutividade. Os menores valores em 50m, 75m e 90 não contribuem para que
haja uma variação menos suave durante a curva do grá�co apresentando menor intensidade.
Esse comportamento continua até chegar a anomalia em que a componente real tem um
mínimo entre 130m e 140m. A partir daí a curva da �ltragem, desta linha, se encerra com
uma ascensão. Quando comparada ao per�l de eletrorresistividade (Figura 3.3), na seção
correspondente à linha B (cruzamento entre os per�s), consegue-se perceber uma mudança
para uma zona mais resistiva.
Para a linha B, Figura 3.17b, os dados apresentados, quase que em toda sua extensão
oscilam em torno de 20%, exceto para as posições iniciais do per�l, entre 0 e 20m. Quando
comparado à linha anterior, este se caracteriza com uma grande suavidade, oscilando muito
pouco após o pico inicial no grá�co. É notável que a parte da curva que está entre 100 e
140m na Figura 3.17b acompanha a região condutiva que se apresenta entre 100 e 125m
pelo �ltragem Karous , uma vez que há um suave aumento nesta porção mais plana sendo
característico da súbita transição entre a zona onde a componente real do campo secundário
apresentando baixo valor muda para uma de alto valor (posição 110m). O pico entre as
estações 0 e 30m através do �ltro Fraser pode ser atribuída à anomalia que está entre 0 e
25m. O restante da curva segue praticamente de forma quase suave contudo, na estação a
70m, há um pico que é precedido e sucedido por mínimos discretos: uma visível transição de
contraste lateral entre as zonas mais condutiva e menos condutiva que também é apontada
na Figura 3.14. Nela existe uma transição entre duas zonas distintas: uma de maior valor e
outra de menor valor quando comparadas entre si (com centros em 60 e 80m). Esta extensa
região onde o �ltro Fraser não oferece grandes variações, entre 80�140m, quando contrastada
com a Figura 3.14 e a Figura 3.3 indica a possível presença do aquífero.
A Figura 3.17c tem um comportamento quase que espelhado, horizontalmente, em
52
relação ao per�l B. Nesta �gura existe uma anomalia muito grande nos entornos das estações
de 100 e 140m. Esta região aponta uma grande e destacável separação de meios que pode
signi�car mudança de litologia ou fratura, já que cresce e decai também subitamente. Isto
aponta para um limite marcante entre unidades geológicas locais, quando se compara a
Figura 3.17c com a Figura 3.15: nesta mesma região da linha (a partir de 100m), ocorre
uma grande anomalia positiva que se estende por ela, e acompanhada, logo em seguida, por
outra muito baixa. Este aumento não possui uma relação direta, em relação à posição de
seu centro no Filtro Karous, contudo na proximidade de 10m da seção �ltrada pode ser
atribuído a este limite. Por isso ela é tratada como uma zona anômala do per�l que pode
ser atribuído a ruído ou uma característica/unidade geológica não de�nida pelos métodos
utilizados neste trabalho.
No último per�l de estudo de�nido pela linha D, Figura 3.17d), o comportamento
da componente real apresenta-se altamente oscilante em torno do eixo horizontal havendo
valores altos, particularmente nas estações de 100 e 120m. Em contraste a isto, há vários
valores mínimos, após a �ltragem, chegando ao menor valor entre a estação a 50 e estação
60m. O �ltro Fraser aponta uma zona de limites nesta estação sendo seguido de outra zona
anômala em 70m, sendo uma possível indicação de zonas mais condutivas e outras menos
condutiva. Se o grá�co da Figura 3.16 for comparado ao resultado exibido na Figura 3.17d),
é possível identi�car que a região entre 40 e 60m é uma sucessão de três zonas onde a
componente Real tem: baixa intensidade, intensidade moderada e alta intensidade. A curva
continua com as mesmas variações existentes na Figura 3.16. Um ponto de destaque é
na extensão de 90 a 110m, em que há um máximo e um mínimo podendo marcar limites
geológicos. Esta faixa, corresponde ao grá�co Karous equivalente a zonas de alta densidade
de corrente em meio a uma área menos intensa. Os máximos do �ltro Fraser (Figuras 3.17c
e 3.17d entre 120m e 140m coincidem nestas linhas.
Mapas de Seções em Profundidade
Nesta seção, estão sendo apresentadas mapas construídos a partir da interpolação das in-
terpretações obtidas pelo �ltro Fraser aplicados aos dados das linhas A a D (Figuras 3.13,
3.14, 3.15 e 3.16), usando o programa Surfer(Golden Software, 2018). Estes mapas foram
confeccionados através da interpolação desses dados numa dada profundidade (profundida-
des de 6m, 12m e 18m), ao longo de cada linha de VLF estudada. Assim, foram obtidos
mapas da área de estudo nas três profundidades, contudo, na profundidade de 18m houve
poucos pontos para um bom processamento. Desta forma são apresentados apenas mapas
nas profundidades de 6m, 12m, como mostrado nas Figuras 3.18 e 3.19.
53
Figura 3.18: Mapa de distribuição da intensidade da componente real na profundidade
de 6m.
Na Figura 3.18 são apresentadas as anomalias que ocorrem na profundidade referente a
6m. No mapa é possível observar que valores mais altos do campo são distribuídos ao longo
da na orientação NW-SE, sendo os de maior intensidade localizados na parte central desta
região. Além disso, há pequenas, mas perceptíveis, zonas de maior intensidade na região
SE do mapa. A anomalia de alta intensidade que se localiza com centro nas coordenadas
de longitude entre 508300 e 8624350m e de latitude entre 8624350 e 8624375m é referente
à anomalia que se estende principalmente entre 100 a 130m na Figura 3.15. Apesar disso,
como sugerido anteriormente, con�rma-se em profundidade que ela também está presente
nas linhas A, B e C, devido à posição das coordenadas e visível suavidade apresentada
nesta �gura, porém com menor intensidade. Esta distribuição na direção NW-SE, sugere
inclusive região de alta intensidade, porém de maior destaque em profundidades maiores
devido à disposição das áreas cobertas de verde até vermelha (intensidades de 20 a 130 como
designados na legenda). Ademais, observa-se que os pequenos pontos localizados na parte SE
do mapa, são atribuídos a pequenas anomalias condutivas que se localizam pontualmente
entre 40 a 80m nas �guras de plotagem do Filtro Karous vs Tipper, da sub-seção 3.2.5.
Estas anomalias são mais facilmente percebidas na linha A, como observado na Figura 3.13
54
e Figura 3.15, naturalmente em profundidade mais rasa. Por outro lado, as anomalias cuja
as intensidades são mais baixas (aproximadamente nas coordenadas 5082785 e 8624337m e
508410 e 8624415m) são referentes às duas anomalias que estão nos per�s de A a D sempre
no início e �m das mesmas, entre 0 e 20m e 120m e 140m.
Figura 3.19: Mapa de distribuição da intensidade da componente real na profundidade
de 12m.
A Figura 3.19, por sua vez, apresenta a distribuição da componente real não normali-
zada à profundidade de 12m. É esperado que as anomalias continuem bem distribuídas à
medida que é atingida uma região mais profunda em relação à superfície. Analisando esta
�gura, é perceptível que a região de menor intensidade, que se localiza na parte NE do mapa,
assim como na Figura 3.18, mas com maior extensão nesta profundidade, enquanto que uma
zona de maior intensidade está visível na região de direção SW. Também nem mesmo a ano-
malia de alta intensidade está mais exatamente na mesma região. Na parte SW, é notado a
12m de profundidade que esta última anomalia que outrora era concentrada, estende-se em
direção a SW, implicando em uma maior intensidade ou maior tamanho do corpo geológico
ou comportamento a que se refere. Do mesmo mapa comprova-se, o centro desta anoma-
lia permanece quase a mesma, aproximadamente, nas coordenadas 508295m e 8624360m.
A anomalia de menor intensidade que está aproximadamente, na coordenada 508430m e
862312m corresponde a anomalia que se localizava na região NE do mapa anterior. Mos-
trando assim que houve um deslocamento em direção a SW à medida que o per�l atingiu
55
maior profundidade. Outros focos de menor intensidade do campo magnético real secundário
que estão visíveis, principalmente na Figura 3.13 também são percebidos no mapa. Estas
regiões são observadas com menor intensidade nas linhas B, C e D, como analisado na seção
de discussão de plotagem do Filtro Karous vs Tipper.
Capítulo 4
Conclusões
Com os dados da aquisição de VLF bem como os dados adquiridos de estudo de eletrorresis-
tividade foi possível observar uma região muito condutiva, indícios de uma zona saturada.
Tal a�rmação é sustentada pela presença da zona de baixa resistividade, apresentada no
per�l de eletrorresistividade bem como altos valores de densidade de corrente, extraída dos
dados eletromagnéticos. As anomalias observadas nas seções apresentadas com a �ltragem
Karous e pelos mapas em profundidades distintas, demonstram seus limites nas respectivas
profundidades e consequentemente das estruturas que elas representam.
A área de estudo é relativamente pequena e plana tornando possível desconsiderar o
efeito topográ�co nos dados. A ocorrência de máximos e mínimos nos dados do �ltro Fraser
é uma indicação de contrastes laterais. Essa hipótese se faz provável quando se une o conhe-
cimento geológico (migmatitos e ortognaisses) com as informações de poços (embasamento a
80m,). Tais informações podem ser um indício de zonas fraturas em subsuperfície. A extensa
região onde o �ltro Fraser não oferece grandes variações, na linha B, de 80�140m, quando
comparada à Figura 3.14, e Figura 3.3, indica a possível presença de uma zona saturada de
água.
Os dados de eletrorresistividade e VLF complementaram um ao outro nos resultados
deste trabalho. Com o primeiro, foi possível detectar a localização de duas áreas de alta
condutividade bem como algumas feições de alta resistividade, presentes nas quatro linhas.
Com os dados de VLF, foi possível veri�car anomalias (que implicam em alta condutividade)
se estendem ao longo da área de estudo. Particularmente, a anomalia que é bem destacada
entre 100 e 130m na linha C (Figura 3.15) se estende ao longo das linhas B e D. Desta forma
é possível concluir que esta zona saturada abrange uma área bem maior do que aquelas
detectadas pela inversão de eletrorresistividade e anomalias apontadas dos �ltros.
É importante salientar que mesmo tendo sido realizada apenas uma única linha de
aquisição de eletrorresistividade, ela interceptava apenas uma pequena fração das linhas B,
56
57
C e D, porém, isso permitiu a caracterização dessa região. Assim, conclui-se que a região
1, da Figura 3.3, é apenas uma zona super�cial saturada. A área 3, da Figura 3.3, sugere
a presença de uma zona saturada dentro do embasamento cristalino, já que ela só aparece
a partir de 40m de profundidade, indicando que se trata de um região do embasamento
cristalino, sendo esta zona interpretada como um aquífero fraturado. Sendo assim, é possível
dizer que os resultados nesta pesquisa foram satisfatórios.
Agradecimentos
Gostaria de agradecer primeiramente a todos que ajudaram diretamente neste trabalho, com
ênfase na família Sodré e Betina que nos recebeu e cedeu gentilmente o espaço para realização
deste trabalho na fazenda por inúmeras vezes. Á minha família, em especial minha mãe Jaci,
que sempre esteve presente e aos meus únicos irmãos que descobri nos meus 20 anos de vida:
Breno e Uilli (pois sem vocês nada haveria).
Agradeço bastante a Alexsandro Cerqueira cuja presença foi fundamental na realização
deste trabalho. E por todo o apoio, ajuda, disponibilidade, bom humor e força que um amigo
pode dar.
Agradeço de coração aos professores Joelson e Suzan por toda a ajuda, conselhos,
paciência, incentivos e conhecimento durante todos esses meses. E também ao professor
Sato pela imensurável ajuda neste trabalho e no de tema anterior a este.
A Ildeson e Pato por toda a experiência, vivências e conselhos inesquecíveis durante
estes anos.
Aos meus colegas João Carlos, Pires, Thiago Milcent, Carlos, Cláudio, Daniele, Barbosa
e Reinaldo por todo o apoio e harmonia que me deram durante o meu dia a dia na RLAM.
E a todos os colegas e funcionários do Igeo que me ajudaram e acompanharam: Ênio,
Ian, Lucas, Marcus, Leo, Elisandra, Mota, Daniela, Batera, dentre muitos outros.
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Referências
A.B.A.S (2018) Água Subterrâneas � O que são, http://www.abas.org/educacao.php, On-
line; acessado em 6 de Abril de 2018.
Ammar, A. e Kruse, S. (2016) Resistivity Soundings and VLF Pro�les for Siting Groundwater
Wells in a fractured Basement Aquifer in the Arabian Shield, Saudi Arabia, Journal of
African Earth Sciences, 116:56�67, Elsevier, New York, EUA.
Baker, H. e Myers, J. (1980) A Topographic Correction for VLF-EM Pro�les based on Model
Studies, Geoexploration, 18(2):135�144, Elsevier, NewYork, Estados Unidos.
Bozzo, E.; Merlanti, F. e Lombardo, S. (1994) VLF prospecting: Observations about �eld
experiments, Annali di geo�sica, 37(5), Istituto Nazionale di Geo�sica e Vulcanologia,
Napoli, Itália.
Conceição, T. (2010) Modelagem VLF�EM aplicada à interpretação da relação de contato
entre a Bacia De Camamu e seu embasamento adjacente na região de Valença, Bahia,
Trabalho de graduação, Universidade Federal da Bahia, Salvador, Brasil.
CPRM (2018a) Dados, Informações e Produtos do Serviço Geológico do Brasil, http://
geosgb.cprm.gov.br, Online; acessado em 15 de Abril de 2018.
CPRM (2018b) Sistema de Informações de Águas Subterrâneas, http://siagasweb.cprm.
gov.br/, Online; acessado em 16 de Abril de 2018.
Feitosa, F. e Manoel Filho, J. (1977) Hidrogeologia, Conceitos e Aplicações�Per�lagem Ge-
ofísica Aplicada a Água Subterrânea, CPRM, UFPE, Fortaleza, Brasil.
Gandolfo, O. (2007) Um estudo do Imageamento Geoelétrico na Investigação Rasa, Tese de
Doutorado, Universidade de São Paulo, São Paulo, Brasil.
Geotomo Software Solutions (2016) Res2DInv Software � 2D Geophysical Inversion Soft-
ware for Resistivity and Induced Polarization data, https://www.geotomosoft.com/
downloads.php, Online; acessado em 10 de Maio de 2018.
Golden Software (2018) Surfer Software, http://www.goldensoftware.com/products/
surfer, Online; acessado em 10 de Abril de 2018.
59
60
IBGE (2018) Panorama do Município de São Gonçalo dos Campos- BA, https://cidades.
ibge.gov.br/brasil/ba/sao-goncalo-dos-campos/panorama, Online; acessado em 15
de Abril de 2018.
Kaikkonen, P. e Sharma, S. (1998) 2-D nonlinear joint inversion of VLF and VLF-R data
using simulated annealing, Journal of Applied Geophysics, 39:155�176, ELSEVIER,
Oulu, Finland.
Karous, M. e Hjelt, S. (1983) Linear Filtering of VLF Dip�Angle Measurements, Geophysical
prospecting, 31(5):782�794, Wiley Online Library, Netherlands.
Lima, O. (2014) Propriedades Físicas das Rochas � Bases da Geofísica Aplicada, Sociedade
Brasileira de Geofísica �Rio de Janeiro.
Marques, R. M. (1995) Utilização do VLF (Very Low Frequency) na Prospecção de Água
Subterrânea em zonas de Rochas Cristalinas, Dissert. de Mestrado, Universidade de São
Paulo, São Paulo, Brasil.
McNeill, J. D. e Labson, V. (1988) Electromagnetic theory for geophysical applications, In:
M. N. Nabighian, ed., Electromagnetic Methods in Applied Geophysics, vol. 2, Applica-
tion, Parts A and B, pp. 521�637, Society of Exploration Geophysicists, Netherlands.
de Oliveira Braga, A. C. (2016) Geofísica Aplicada: Métodos Geoelétricos em Hidrogeologia,
vol. 1, O�cina de Textos, São Paulo, SP, Brasil.
Parasnis, D. S. (2012) Principles of Applied Geophysics, Springer Science & Business Media,
New York, EUA.
Pirttijárvi, M. (2004) KHF�lt Program, A geophysical software for Karous-Hjelt and Fraser
Filtering on Geophysical VLF (Very-Low-Frequency) data, Geopysics Division, Depart-
ment of Geosciences, University of Oulu, Finland.
Rodrigues, D. (2009) Mapeamento preliminar da cobertura e uso do solo no município de
são gonçalo dos campos, Anais do XIII Simpósio Brasileiro de Geogra�a Física Aplicada,
Viçosa, MG.
Rucker, D. e Fink, J. (2007) Inorganic plume delineation using surface high�resolution elec-
trical resistivity at the BC Cribs and Trenches Site, Hanford, Vadose Zone Journal,
6(4):946�958, Soil Science Society of America, Estados Unidos.
Sato, H. K. (2014a) Métodos Eletromagnéticos, Notas de aula, CPGG, Universidade Federal
da Bahia, Salvador, Brasil.
Sato, H. K. (2014b) Métodos Elétricos, Notas de aula, CPGG, Universidade Federal da
Bahia, Salvador, Brasil.
61
Saydam, A. S. (1981) Very Low-Frequency Electromagnetic Interpretation using Tilt An-
gle and Ellipticity Measurements, Geophysics, 46(11):1594�1605, Society of Exploration
Geophysicists, Tulsa, Oklahoma.
Sundararajan, N.; Nandakumar, G.; Chary, M. N.; Ramam, K. e Srinivas, Y. (2007) VES
and VLF�An application to Groundwater Exploration, Khammam, India, The Leading
Edge, 26(6):708�716, Society of Exploration Geophysicists, Netherlands.
Telford, W. M.; Geldart, L. P.; Sheri�, R. E. e Keys, D. A. (1976) Applied Geophysics,
vol. 1, Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom.
Ward, S. H. e Hohmann, G. W. (1988) Electromagnetic theory for geophysical applications,
In: M. N. Nabighian, ed., Electromagnetic Methods in Applied Geophysics, vol. 1, Theory,
pp. 131�311, Society of Exploration Geophysicists, Netherlands.
Zhang, Z. (2015) The Geophysical Very Low Frequency Electromagnetic: E�ects Of To-
pography And Surface Water Investigated With Simulations And Field Measurements,
Dissert. de mestrado, University of Saskatchewan, Saskatoon, Saskatchewan, Canada.
