Magnetotelúrico e Eletromagnético Transiente - CPRM

Ministério da Ciência e Tecnologia
Observatório Nacional
Pós-graduação em Geofísica
Estudos Geofísicos
(Magnetotelúrico e Eletromagnético Transiente)
da Porção Leste da Bacia do Parnaíba:
Contribuição ao conhecimento Hidrogeológico
Aluno: Paulo Marques Abreu
Dissertação de Mestrado
Orientador: Sergio L. Fontes
Março de 2002

Agradecimentos
Ao meu orientador Dr. Sérgio Luiz Fontes, pela orientação nas atividades de levantamento,
processamento e interpretação de dados geofísicos.
Aos Técnico do Observatório Nacional/MCT, Emanuele Francesco La Terra e Carlos Roberto
Germano, que foram responsáveis pela aquisição e ajudaram no processamento e inversão dos
dados geofísicos.
Ao engenheiro cartógrafo Fabio Braga Nunes Coelho e a Constantino Motta Mello pela ajuda
na confecção de figuras.
Aos Alunos de pós-graduação, Gleide Alencar Nascimento Dias e Alan Freitas Machado
pela orientação nos softwares de processamento de dados e inversão dos dados geofísicos e
acompanhamento do trabalho.
Ao Irineu Figueiredo pelas discussões e recomendações sugeridas no trabalho.
Aos funcionários das bibliotecas da CPRM/RJ e do ON/MCT pelo ótimo trabalho de
atendimento ao publico.
À CAPES, pelo financiamento da bolsa de estudo.
À Secretaria Estadual de Meio Ambiente e Recursos Hídricos do Estado do Piauí pelo
convenio com o ON/MCT, que propiciou o financiamento dos trabalhos de campos.
Ao meu pai, Cláudio Joncker Froes Abreu pela correção de parte do texto desta dissertação.
Aos meus pais, Cláudio Joncker Froes Abreu e Maria Fátima Marques Abreu pelo incentivo
e ajuda neste trabalho.
ii

Resumo
O presente trabalho tem como objetivo contribuir para o conhecimento hidrogeológico da
borda leste da bacia do Parnaíba, através de uma investigação geofísica utilizando os métodos
magnetotelúrico (MT) e eletromagnético transiente (TEM). Ambos fornecem estimativas da
resistividade elétrica em subsuperfície. A partir do mapeamento da resistividade no subsolo é
possível diferenciar camadas areníticas (moderadamente resistivas) de camadas de argila
(condutivas) e embasamento cristalino (mais resistivo), visualizando assim a estruturação da
bacia.
A bacia do Parnaíba, localiza-se na região nordeste ocidental brasileira ocupando uma área de
aproximadamente 600.000 km 2 , com espessura sedimentar máxima em torno de 3400 m próximo
à sua porção central. Trata-se de uma bacia intracratônica, onde se encontram sedimentos
depositados do Ordoviciano ao Terciário e rochas intrusivas e extrusivas relacionadas a eventos
magmáticos de idades jurotriássica à eo-cretacia. Sobre o contexto hidrogeológico, a Formação
Cabeças e o Grupo Serra Grande, constituídos basicamente por arenitos, contém os principais
aqüíferos regionais. Além deste Grupo, a área deste estudo predomina a Formação Pimenteiras. O
clima é classificado como semi-árido, característico da maior parte do nordeste brasileiro, onde a
falta de água potável é um grande problema da região. Este fato confere relevância aos estudos
visando um melhor conhecimento hidrogeológico da região.
Os estudos geofísicos apresentados nesta dissertação consistem de 28 estações MT e TEM
dispostas em três perfis transversais às principais estruturas da área. Os perfis são:
• Perfil Monsenhor Hipólito, de 58 km de comprimento total, compreendendo 9 estações
MT/TEM, com espaçamento variando entre 4 e 12 Km.
• Perfil Jaicós, de 22 km comprimento total, compreendendo 9 estações MT/TEM, com
espaçamento variando entre 4 e 6 Km
• Perfil Itainópolis, de 41 km de comprimento total, compreendendo 10 estações MT/TEM,
com espaçamento variando entre 4 e 6 Km.
Nos 3 perfis, a freqüência MT foi amostrada na faixa 0,07-0,008 Hz a 334 Hz, enquanto as
medidas TEM variaram entre 33 Hz a 100000 Hz.
Para estimar o tensor impedância e suas resistividades e fases associadas dos dados MT foi
empregado o processamento robusto proposto por Egbert & Eisel (2000). Para determinação do
iii

strike geoelétrico utilizou-se a técnica de Groom e Bailey (1989). Para a correção estática dos
dados MT utilizou-se as curvas de resistividades aparentes do método TEM como base para
correção, como proposta por Sternberg et al (1988). A inversão dos dados MT foi realizada
utilizando o algoritmo 2D de Mackie et al. (1997).
O ajuste da inversão 2D variou de bom a razoável nos perfis, tendo sido obtidos para o Ψ 2
(erro médio quadrático) 0.312, 0.408 e 0.218 para os perfis Monsenhor Hipólito, Jaicós e
Itainópolis, respectivamente. As seções de resistividade sugerem para a bacia uma profundidade
do embasamento variando de 100 m a 1300 m, . Nos perfis Jaicós e Monsenhor Hipólito a
profundidade do embasamento não ultrapassa 600 m. No perfil Itainópolis o embasamento atinge
a profundidade de 1300 m. As profundidades do embasamento em torno de 600 a 1300 m dá a
oportunidade da explotação de aqüíferos profundos para abastecimento das áreas urbanas dos
municípios cobertos pela área de estudo.
iv

Abstract
This research work aims to contribute to the hydrogeologic knowledge of the eastern
margin of the Parnaíba basin through a geophysical investigation by using magnetotelluric (MT)
and transient electromagnetic (TEM) methods. Both methods give estimates of subsurface
electric resistivities. From the resistivity mapping of the subsurface it is possible to differentiate
sandstone layers (moderately resistive) from shale layers (more conductive relative to the first
ones) and the crystalline basement (more resistive), making possible a visualization of the basin's
structure.
The Parnaíba basin is located to the west side of the northeastern region of Brazil. It
occupies an area of about 600000 km 2 with an approximate 3400 m maximum sedimentary
thickness near its central position. It is an intracratonic basin where one finds Ordovician to
Tertiary sedimentary deposits and intrusive and extrusive rocks associated to magmatic events
from Jurassic to eo-cretaceous ages. On a hydrogeologic context, the Cabeças geologic
formation and the Serra Grande group (both predominantly sandstones) contain the most
important aquifers in the region.
The Serra Grande group and the Pimenteiras formation predominate in the study area.
They stand over a semi-arid region, particular to most of northeastern Brazil countryside where
water shortage is a long and well-known problem to the region. This fact also calls for the
importance towards a better understanding of the region's hydrogeology. Geophysical studies
presented in this dissertation are based on 28 MT and TEM stations sited upon three cross-section
profiles relative to the area's main structures. These three profiles are (see fig. 2.3):
· (1) the Monsenhor Hipólito profile, 58 km long with 9 MT/TEM stations, 4 to 12 km away one
from the other.
· (2) the Jaicós profile, 22 km long with 9 MT/TEM stations, each 4 to 6 km away from the other.
· (3) the Itainópolis profile, 41 km long with 10 MT/TEM stations, 4 to 6 km away one from the
other.
In all three profiles the MT frequency was sampled between 0.07-0.008 Hz and 334 Hz
whereas TEM measurements were taken between 33 Hz and 100000 Hz. In order to estimate the
impedance tensor and its related apparent resistivities and phases, a robust computer processing
technique given by Egbert & Eisel (2000) was used. To determine the geoelectric strike, Groom
and Bailey's (1989) technique was used. For static shift correction of MT data, we used the
TEM-method's apparent resistivity curves based on Sternberg's (1988) proposal. MT data
v

inversion was achieved using the 2-D algorithm by Mackie et al. (1997). The 2-D inversion
adjustment varied from the label 'good' to 'acceptable' in the profiles. We found the following
square mean errors for Monsenhor Hipólito, Jaicós and Itainópolis profiles, respectively: 0.312,
0.408 and 0.218.
Resistivity sections suggest that the basin's basement depth ranges from 100 m to 1300 m
with graben and horst structures. In Jaicós and Monsenhor Hipólito profiles the basement depth is
not deeper than 600 m. In the Itainópolis profile the basement deeps down to about 1300 m.
Basement depths ranging from 600 m to 1300 m indicate an open opportunity to explore deep
aquifers for water supplying purposes to towns and villages along the study area.
vi

Índice
AGRADECIMENTOS……............................................................................................................ii
RESUMO………...........................................................................................................................iii
ABSTRACT….......................................................................................................................…….v
ÍNDICE……............................................................................................................................… vii
1-INTRODUÇÃO............................................................................................................................1
2- LOCALIZAÇÃO E GEOLOGIA DA ÁREA DE ESTUDO........................................................ .................3
2.1- Localização.......................................................................................................................... .....3
2.2- Geologia da Bacia do Parnaíba.................................................................................................6
2.2.1-Introdução............................................................................................................................ .6
2.2.2- Embasamento.......................................................................................................................6
2.2.3- Estratigrafia da bacia do Parnaíba......................................................................................11
3- HIDROGEOLOGIA...................................................................................................................16
4-OS MÉTODOS MAGNETOTELÚRICO (MT) E ELETROMAGNÉTICO TRANSIENTE
(TEM)..........................................................................................................................................................................24
4.1- O método magnetotelúrico....................................................................................................24
4.1.2- Fontes do campo EM........................................................................................................25
4.1.3- As equações de Maxwell e as equações constitutivas......................................................26
4.1.4- Indução em uma Terra uniforme......................................................................................28
4.1.5- Indução numa terra unidimensional................................................................................30
4.1.6- Indução em uma terra bidimensional..............................................................................33
4.1.7- Indução em estruturas tridimensionais............................................................................34
4.1.8- Tensor impedância e parâmetros clássicos de MT..........................................................35
4.1.9- Anisotropia......................................................................................................... ..........38
4.1.10– Heterogeneidades e deriva estática...............................................................................38
4.2- O método Eletromagnético Transiente (TEM)......................................................................39
5- AQUISIÇÃO DOS DADOS MT E TEM..................................................................................42
5.1- Aquisição dos dados MT.......................................................................................................42
5.2- Aquisição de dados TEM......................................................................................................45
6- PROCESSAMENTO DOS DADOS..........................................................................................47
6.1- Estimativa dos elementos do tensor impedância......................................... ........................47
vii

6.1.1- Estimativas dos elementos do tensor impedância através do processamento pelo método
dos mínimos quadrados..................................................................................................................49
6.1.2- Estimativas do tensor impedância através do processamento
robusto............................................................................................................................................50
6.2- Processamento robusto..........................................................................................................51
6.3- Método de estimativa do strike geoelétrico (Groom & Bailey)............................................60
6.4- Determinação do strike geoelétrico utilizando os parâmetros de Groom Bailey (GB) e
Tipper..............................................................................................................................................61
6.5- Metodologia de preparação dados e correção do “Static Shifit” para a
inversão...........................................................................................................................................66
7- INVERSÃO 2D E INTERPRETAÇÃO....................................................................................76
7.1- Inversão 2D...........................................................................................................................76
7.2- Resultados da inversão 2D....................................................................................................78
8- CONCLUSÃO...........................................................................................................................87
9- REFERÊNCIA BIBLIOGRÁFICA............................................................................. ............90
Anexo A: Comparação entre os métodos de processamentos robusto e mínimos quadrados no
perfil Jaicós.....................................................................................................................................99
Anexo B: Ajuste das inversões 2D para os perfis.................................................................... ..109
Anexo C: Seções geoelétricas, com limites de separação entre o embasamento e os sedimentos da
bacia do Parnaíba, propostos em investigações
anteriores......................................................................................................................................116
Anexo D: Fotos de Afloramentos.................................................................................................120
viii

1- Introdução
O objetivo deste trabalho é o de contribuir para o conhecimento hidrogeológico da borda
leste da bacia do Parnaíba, através de uma investigação geofísica do arcabouço estrutural e lito
estratigráfico da bacia. Foram utilizados os métodos geofísicos magnetotelúrico (MT) e o método
eletromagnético transiente (TEM). Estes métodos geofísicos fornecem estimativas das
resistividades elétricas do interior da Terra. A região de estudo está localizada no centro leste do
estado do Piauí, próximo à cidade de Picos, onde o clima da região é semi-árido, se inserindo
dentro dos limites do polígono da seca do nordeste brasileiro. Este fato faz com que a utilização
de recursos de água subterrânea para o abastecimento de água para população local seja uma
importante alternativa viavel. A investigação geofísica na região tem como objetivo de obter
informações importantes para locação de poços de água subterrânea e para futuros estudos
hidrogeológicos.
Os métodos geofísicos são uma ferramenta muito útil na prospecção de água subterrânea,
tanto na pesquisa como na administração dos aqüíferos. Em paises ou regiões onde existe uma
carência de água superficial, a aplicação de métodos geofísicos torna-se indispensável.
Efetivamente, encontram-se vários trabalhos na literatura sobre prospecção de água subterrânea
com o emprego dos métodos geofísicos. Alguns destes, envolvendo MT, AMT (magnetotelúrico
na faixa de audio ou simplificadamente audiomagnetotelúrico), CSAMT (audiomagnetotelúrico
com fonte controlada) e TEM, são relacionados nos parágrafos abaixo.
Carrasquilla et al. (1999) confirmaram a viabilidade do uso dos métodos TEM/FEM
(eletromagnético no domínio da freqüência) na determinação do contato da água doce e salgada e
na locação de poços na Planície Costeira Norte Fluminense. Goldman & Neubauer (1994)
relataram casos históricos do uso de métodos eletromagnéticos e elétricos integrados na
investigação de água subterrânea. Num estudo em Israel, descreveram a utilização de
ressonância magnética nuclear e TEM para obter informações da distribuição da água em
subsuperfície (água salgada e doce). Osella et al. (1999) utilizaram MT para obter a imagem
elétrica do aqüífero aluvional na Serra Pampeanas, Argentina. Giroux et al (1997) utilizaram MT
para o estudo do aqüífero de Maestrichitian no Senegal. Chouteau et al. (1994) usaram MT para
estudar a geometria do aqüífero de Santa Catarina no México e determinar a fonte de sua
contaminação. Bernard et al. (1990) usaram AMT em um ambiente vulcânico na Ilha de Reunion,
numa investigação voltada para água subterrânea. Nichols et al. (1994) ussaram CSAMT para
estudar a intrusão de água salina no vale Salinas na Califormia.
1

O presente trabalho integra estudos geofísicos desenvolvidos na bacia do Parnaíba pelo
Observatório Nacional (ON) e a Universidade de Leicester (Inglaterra) ao longo dos últimos 5
anos. Como referência a resultados prévios desses estudos podemos citar os trabalhos de Fontes
et al. (1997), Meju et al., (1999), Metelo (1999) e Lima (2000). Outros estudos geofísicos na
bacia do Parnaíba foram desenvolvidos por outros grupos, como o estudo de Vitorello & Padilha
(1993), que mostraram a estrutura geoelétrica rasa da bacia com AMT escalar.
Mais especificamente, os estudos geofísicos apresentados nesta dissertação são uma parte
do contrato de serviço entre o Observatório Nacional e a Secretaria Estadual de Meio Ambiente e
Recursos Hídricos do Estado do Piauí, que visa a locação de poços no cristalino e um possível
aproveitamento da água subterrânea para abastecimento das populações urbanas de municípios
situados em terrenos cristalinos próximos à borda da bacia. Foram obtidas 28 estações MT e
TEM dispostas em três perfis transversais às principais estruturas da área.
O método MT é um método eletromagnético de fonte natural capaz de permitir a estimava
da resistividade elétrica da subsuperfície da terra, desde algumas dezenas de metros até
profundidades associadas ao manto superior. Por outro lado o método TEM é um método de
fonte controlada que estima a resistividades em subsuperfície em porções rasas. Os dados MT
estão sujeitos a ruídos que não obedecem a uma distribuição gaussiana (Egbert & Livelybrooks,
1996), tornando inadequada a estimativa do tensor impedância empregando a técnica
convencional dos mínimos quadrados. Dessa forma, para estimativa do tensor impedância e
resistividades e fases associadas, foi utilizado o processamento robusto proposto por Egbert &
Eisel (2000). Para determinação do strike geoelétrico utilizou-se a técnica de decomposição
tensorial de Groom e Bailey (1989), que separa os strikes local e regional supondo que a
distribuição de resistividades é regionalmente bi-dimensional. É bastante conhecido na literatura
que os dados MT estão sujeitos a um efeito de deslocamento das curvas de resistividade aparente
que independem da freqüência, denominada static shift ou deriva estática (Jones, 1988; Sternberg
et al., 1988; Jiracek, 1990; etc.). Para a correção deste efeito dos dados MT utilizou-se a técnica
de deslocamento da curva MT de resistividade aparente, empregando as curvas de resistividades
do método TEM como base para correção, como proposto por Sternberg et al. (1988) e já
empregada em outro conjunto de dados MT da bacia do Parnaíba (Meju & Fontes, 1993; Fontes
et al., 1997; Meju et al., 1999). Após estas fases, executou-se a inversão 2D dos dados MT
utilizando o código proposto por Mackie et al. (1997), baseado na técnica do gradiente
conjugado para a pesquisa do mínimo no espaço dos modelos.
2

2- Localização e geologia da área de estudo.
2.1 Localização.
A área de estudo abrange os limites leste a sudeste da borda da Bacia do Parnaíba (Figura
2.1), na porção centro-leste do estado do Piauí. Esta área está dentro dos limites do polígono da
seca do nordeste brasileiro (Figura 2.2). Na área de estudo (Figura 2.3), afloram o Grupo Serra
Grande (predominantemente constituído por arenitos e principal foco do presente estudo), a
Formação Pimenteiras e o embasamento cristalino. As principais vias de acesso à região são as
BR-316, BR-407, BR-230 e estradas de terra vicinais.
Figura 2.1- Posição das bacias sedimentares do Brasil compilado e modificado de Feijó (1994). A
bacia do Parnaíba é marcada em amarelo e o retângulo verde mostra a área de estudo.
3

Figura 2.2- Polígono da seca. Conforme Rebouças & Marinho (1972). A área de estudo e
assinalada por um retângulo.
4

Figura 2.3- Localização dos perfis MT e TEM no mapa geológico da área de estudo, compilado e
modificado do mapa geológico do estado da Piauí (CPRM, 1995).
5

2.2- Geologia da Bacia do Parnaíba.
2.2.1 Introdução.
A bacia do Parnaíba (Figura 2.1) possui uma cobertura sedimentar de aproximadamente
600.000 km 2 , apresentando uma forma oval estendendo-se cerca de 1000 Km na direção NE-SW
e 800 km na direção NW-SE. A bacia apresenta espessura sedimentar máxima em torno de 3400
m próximo à sua porção central (Góes et al., 1990). Trata-se de uma bacia intracratônica, segundo
classificação de Klemme (1980), Asmus & Porto (1972).
A borda sul da bacia do Parnaíba é delimitada pelo Arco de São Francisco. As bordas
leste e oeste são delimitadas por rochas da orogenia Brasiliana. A borda noroeste da bacia é
delimitada pelo arco de Tocantins, que separa esta bacia da bacia do Amazonas. Ao norte existem
duas bacias costeiras (bacias de São Luiz e de Barreirinhas), que são separadas da bacia do
Parnaíba pelo Arco de Ferrer-Urbano Santos. A cobertura da bacia, abrange os estados do Piauí,
Maranhão, Tocantins e Pará, abrangendo ainda pequenas partes dos estados da Bahia e Ceará.
A hipótese mais consistente e menos contraditória para origem da bacia seria a de uma
contração térmica e adensamento litosférico ocorrido no final da Orogênese Brasiliana,
provocando fragmentação de um supercontinente no Neoproterozóico. A possível quebra deste
supercontinente tem sido discutida por diversos autores: Lindsay et al. (1987), Lindsay (1991),
Klein (1991), Hartley & Allen (1994), Góes et al. (1990) e Sousa (1996).
Nesta bacia encontra-se uma seqüência transgressiva-regressiva associada ao avanço e
recuo do mar (Mesner & Wooldridge, 1964), com a sedimentação iniciando na Formação
Riachão e terminando com a Formação Poti, (Kegel, 1956), depositados do Ordoviciano ao
Terciário e rochas intrusivas e extrusivas relacionadas a eventos magmáticos de idades
Jurotriássica a Eo-cretácia (Góes & Feijó , 1994).
2.2.2- Embasamento.
A bacia do Parnaíba está localizada na porção nordeste ocidental brasileira (Figura 2.1).
Ela está posicionada sobre um embasamento fortemente estruturado, formado no ciclo Brasiliano.
A consolidação da plataforma Sul-americana foi completada entre o final do Proterozóico e inicio
do Fanerozóico (700-450 Ma). Em torno de 30 % do embasamento da área de estudo estão
mascarados por rochas mesozóicas e cenozóicas (Cordani et al., 1984).
6

Na borda ocidental da bacia (Figura 2.4), o embasamento é composto pela faixa móvel
Araguaia-Tocantins que apresenta lineamentos N-S. Esta faixa de dobramento é uma unidade
geotectônica do Proterozóico Superior, com deformações intensas ocorridas entre 1000 a 500 Ma,
as últimas relativas ao ciclo Brasiliano. Ela é composta por duas unidades litoestratigráficas: o
Grupo Estrondo e Grupo Tocantins. A faixa móvel Araguaia-Tocantins termina junto ao
lineamento Transbrasiliano (Figura 2.4).
Na borda sul (Figura 2.4), a bacia desaparece por baixo de rochas mesozóicas da
Formação Urucuia. A região apresenta intensa deformação cataclástica, com os principais
falhamentos de direção NE-SW. Apresenta ainda metassedimentos do Grupo Natividade.
Na borda sudeste encontra-se a Faixa Móvel Riacho do Pontal, limitada a sul e sudeste
pelo craton do São Francisco e ao norte pelo Lineamento de Pernambuco.
Toda a borda leste da bacia, entre o lineamento de Pernambuco e a costa atlântica
encontra-se à província estrutural da Borborema (Figura 2.4). Sua estruturação principal foi
formada no ciclo Brasiliano. As principais estruturas estão orientadas NE-SW, são transversais à
borda da bacia e provavelmente adentram por baixo da bacia.
Segundo Loczy & Ladeira (1976), do ponto de vista tectônico, a bacia representaria um
golfo intracratônico suavemente deformado mostrando assimetria segundo NW. Ao longo do seu
bordo oriental os estratos paleozóicos mergulham regionalmente para o centro, com valores de 4 o
a 2 o , ao passo que no setor norte-ocidental, os mergulhos nos bordos variam de 4 o a 5 o . Os rumos
dominantes das falhas são ENE e NNW, aos quais paralelizam vários sistemas de juntas, grabens
e horsts .
Cunha (1986) relaciona duas importantes estruturas do embasamento da bacia do
Parnaíba: o lineamento Transbrasiliano e o lineamento Picos-Santa Inês (Figura 2.5). O
lineamento Transbrasiliano representa uma feição alongada de cerca de 9700 Km, com
orientação NE-SW, que cruza o território brasileiro do Ceará ao Mato Grosso e prossegue para
sudoeste, penetrando no Paraguai e Argentina (Schobbenhaus et al., 1975). Este lineamento é
demarcado na bacia por falhas orientadas na direção NE-SW, que cortam rochas paleozóicas e
mesozóicas, e por diques de diabásicos orientados no mesmo sentido. O lineamento
Transbrasiliano teria mantido ativo desde a sua instalação até a época presente (Cunha, 1986). O
lineamento Picos-Santa Inês constitui uma faixa cataclástica com orientação NW-SE. Esta faixa
reflete a morfologia atual, produzindo alinhamentos orientados na direção NW. Este lineamento
exerceu uma grande influência no desenvolvimento da bacia do Parnaíba, controlando
7

importantes eixos deposicionais (Cunha, 1986). A Figura 2.6 mostra a presença de estruturas
grabenformes do embasamento da bacia do Parnaíba, obtidas a partir da modelagem de dados
gravimétricos e aeromagnéticos (Góes & Travassos, 1992).
Figura 2.4- Mapa geológico esquemático do embasamento da bacia do Parnaíba, apresentando os
principais elementos geotectônicos (Cordani et al., 1994).
8

Figura 2.5- Distribuição das falhas, diques e alinhamentos morfológicos que definem os
lineamentos Transbrasiliano e Picos-Santa Inês (Cunha, 1986).
9

Figura 2.6- Estruturas grabenformes presentes no embasamento da bacia do Parnaíba, em
subsuperfície, segundo Góes & Travassos (1992)
O embasamento da área de estudo (Figura 2.4), localizado na Província da Borborema, é
composto pela Faixa Jaguaribeana e a Faixa Curu-Independência, sendo caracterizado pela ampla
10

variação dos lineamentos do embasamento. A principal feição estrutural é o lineamento Senador
Pompeu, que marca a área de estudo com lineamentos de cerca de 50 0 e separa as duas faixas
(Figura 2.4). Ao sul da área localiza-se o lineamento Picos - Santa Inês (Figura 2.5).
A Faixa Jaguaribeana, que é designada como um cinturão móvel de alto grau do
Paleoproterozóico (Delgado & Augusto, 1994), é composta na área de estudo por rochas:
1-Plutônicas foliadas de composição granodiorítica, apresentando localmente xenólito
supracrustal (granitóides Transamazônicos, 2 Ga)
2-Granitóides com textura milonítica, porfiroclasto de hornblenda, de composição
variando de granito a granodiorito e granitóides porfiríticos, com composição variando de
alcaligranito a sieonogranito e leucogranito (granitóide Brasiliano de idade 0.55 a 0.70 Ga).
A Faixa Curu-Independência, dentro do cinturão móvel Anto Brígida e Ribeira-Vacaica
de idade Neoproterozóica (Delgado & Augusto, 1994), é composta na área de estudo por:
1-Plutônicas foliadas de composição granodiorítica apresentando localmente xenólito
supracrustal (granitóides Transamazônicos, 2 Ga)
2-Quartzitos, xistos, metabasalto, metadácitos e ultramáficos de ambiente fluvio-marinho
epicontinental associado a rift entre o Paleoproterozóico e o Mesoproterozóico.
(Cambriano).
3-Conglomerados mal selecionados de ambiente de rift da formação da bacia do Parnaíba
2.2.3- Estratigrafia da bacia do Parnaíba.
A Figura 2.7 apresenta a carta estratigráfica da bacia do Parnaíba, segundo Góes & Feijó
(1994). Rochas sedimentares imaturas (arenitos arcoseanos, siltitos micáceos e grauvacas),
seriam anteriores à formação da bacia (Caputo & Lima, 1984; Cunha, 1986: Góes et al., 1990;
Góes & Feijó, 1994). Na carta estratigráfica da bacia do Parnaíba estas unidades aparecem
(Figura 2.7) e são representadas pela Formação Riachão (Kegel, 1956) de idade Proterozóica
final, e pela Formação Mirador (Rodrigues, 1967), de idade Cambro-Ordoviciana
• Grupo Serra Grande.
O Grupo Serra Grande foi definido por Small (1914) como série, sendo posteriormente
descrito como Formação por Campbell et al. (1949). Carozzi et al. (1975) promoveu-o a Grupo
11

sendo composto pelas Formações Mirador, Ipu, Tianguá e Itaim. Caputo & Lima (1984) e Góes
& Feijó (1994) caracterizam este Grupo como composto pelas Formações Ipu, Tianguá e Jaicós.
O Grupo Serra Grande assenta-se discordantemente sobre rochas ígneas e metamórficas
do embasamento e rochas sedimentares anteriores ao inicio da deposição dos sedimentos da bacia
do Parnaíba (inconformidade). Seu contato superior é discordante (desconformidade) com o
Grupo Canindé.
A Formação Ipu (Campbell et al., 1949) é composta por arenitos, conglomerados, arenitos
conglomeráticos e diamictitos, tendo sido depositada em ambiente fluvial anastomosado com
influência periglacial (Caputo & Lima, 1984).
A Formação Tianguá (Rodrigues, 1967) é composta por folhelho cinza, siltito e arenito
muito micáceo, depositados em ambiente marinho raso (Góes & Feijó, 1994). Caputo & Lima
(1984) consideram a Formação Tianguá como depositada em ambiente marinho raso, durante a
fase máxima de extensão da transgressão glácio-eustática mundial que seguiu à fusão de gelo do
norte da África.
A Formação Jaicós (Plummer, 1948) é composta por arenito e eventuais pelitos,
depositados por sistemas fluviais entrelaçados (Góes & Feijó, 1994). Segundo Caputo & Lima
(1984) e Caputo (1984), a Formação Jaicós é composta por arenitos e conglomerados,
depositados em leques aluvionais e fan deltas.
• Grupo Canindé.
Rodrigues (1967) propôs o grupo Canindé para agrupar as Formações Pimenteiras,
Cabeças e Longa. Caputo & Lima (1984) incluíram a Formação Itaim neste Grupo. Góes et al.
(1992) incluem neste grupo as Formações Itaim, Pimenteiras, Cabeças, Longá e Poti.
O contato do Grupo Canindé com a unidade inferior, o Grupo Serra Grande, é feito
através de uma desconformidade. Com o embasamento seu contato é feito através de uma
inconformidade, no extremo leste da bacia. O contato com a unidade superior o Grupo Balsas dáse
discordantemente (Góes & Feijó, 1994).
A Formação Itaim (Kegel, 1953) apresenta arenito fino esbranquiçado e folhelhos cinza,
depositados em ambiente deltáicos e plataformais, dominados por correntes induzidas por
processos de marés e de tempestades (Góes & Feijó, 1994).
12

Figura 2.7- Carta estratigráfica da bacia do Parnaíba (Góes & Feijó, 1994). Modificada por
Metelo (1999). Em destaque a posição do Grupo Serra Grande (assinalado em azul claro), objeto
do presente estudo.
13

A Formação Pimenteiras (Small, 1914), apresenta espessas camadas de folhelho cinza
escuro a preto, retratando um ambiente marinho de plataforma (Della Fávera, 1990), que
depositaram delgadas camadas de arenitos muito fino. Caputo (1984) coloca a Formação
Pimenteiras como sendo um registro da grande transgressão devoniana, com oscilações do nível
do mar.
A Formação Cabeças (Plummer, 1948) apresenta predominantemente arenito com
intercalações delgadas de siltitos e folhelhos, com estratificação cruzada tabular ou sigmoidal,
ocorrendo tempestitos na base da unidade (Della Fávera, 1990). Segundo Della Fávera (1982) e
Freitas (1990) esta unidade teria se depositado em ambiente marinho plataformal, sob ação
predominante de correntes induzidas por processos de maré. Segundo Caputo & Lima. (1984), a
presença de diamictitos e superfícies estriadas na parte superior da Formação Cabeças indicam
influência glacial.
A Formação Longá (Albuquerque & Dequech, 1946) é constituída por folhelho e siltito
cinza e arenito branco, fino e argiloso, depositados em ambiente marinho plataformal dominado
por tempestade (Góes & Feijó, 1994).
Na Formação Poti (Lisboa, 1914) predominam arenitos cinza-esbranquiçados intercalado
e interlaminado com folhelho e siltito, depositados em delta e planícies de maré sob a influência
ocasional de tempestade (Góes & Feijó, 1994).
• Outras unidades da bacia do Parnaíba.
O Grupo Balsas é um complexo clástico-evaporítico, (Góes et al, 1990), constituído pelas
Formações Piauí (Small, 1914), Pedra de Fogo (Plummer, 1948), Motuca (Plummer, 1948) e
Sambaíba (Plummer, 1948).
O Grupo Mearim, definido originalmente por Lisboa (1914) e posteriormente por Aguiar
(1969) é composto pelas Formações Pastos Bons e Corda. A Formação Pastos Bons (Lisboa,
1914) apresenta siltíto e folhelho/argiloso verde castanho-avermelhado, com grãos de quartzo
inclusos, tendo sido depositada em ambiente lacustre e fluvial como o resultado de uma
reorganização da drenagem no nordeste do Brasil (Caputo, 1984). A Formação Corda (Lisboa,
1914), apresenta arenito cinza-esbranquiçado e avermelhado, fino a grosso, por vezes bimodal e
raros níveis de sílex, depositados em ambiente continental desértico, controlado por sistemas
fluviais lacustres, eventualmente retrabalhados por processos eólicos e sujeito à ação esporádica
de processos semelhantes a corrente de turbidez (Góes & Feijó, 1994).
14

A Formação Grajaú (Lisboa, 1914) apresenta arenitos esbranquiçados, finos a
conglomeráticos que ocorrem interdigitados aos depósitos de ambiente marinho restrito da
Formação Codó (Góes & Feijó, 1994).
A Formação Codó (Lisboa, 1914) apresenta folhelhos betuminosos, calcário e anidritas,
de ambiente marinho restrito, interdigitados aos sedimentos litorâneos da Formação Grajaú.
A Formação Itapecuru (Campbell et al. 1949) apresenta arenitos avermelhados,
representantes de um sistema fluvial-lacustre desenvolvido em clima semi-árido (Góes & Feijó,
1994).
• Rochas magmáticas.
Rochas ígneas básicas intrusivas e extrusivas, com idade entre 215 a 110 Ma (Jurássico-
Cretáceo) relacionadas a três pulsos magmáticos principais, ocorrem na bacia (Góes et al., 1992).
Foram subdivididas em duas unidades litoestratigráficas, ambas extrusivas, denominadas de
Formações Mosquito e Sardinha.
A Formação Mosquito (Aguiar, 1969), de idade Jurotriássica define o basalto preto,
amigdaloidal, toleítico, eventualmente intercalado a arenito vermelho com leitos de sílex,
posicionado entre os Grupos Balsas e Mearim.
A Formação Sardinha (Aguiar, 1969) de idade Eo-cretácia, designa o basalto preto,
amigdaloidal, sobreposto ao Grupo Mearim e sotoposto às Formações Itapecuru e Urucuia.
15

3- Hidrogeologia.
A região nordeste brasileira apresenta em grande parte um clima semi-árido, que é
caracterizado por temperaturas médias muito elevadas, variando de 23 o a 27 o C (Frischkorn e
Santiago, 1992). A área que apresenta os efeitos deste clima é denominada de polígono da seca
do nordeste (Figura 2.2), o qual abrange a área de estudo. A região apresenta uma insolação anual
muito longa, uma estação seca (de maio a outubro) e uma estação mais úmida (de novembro a
abril), apresentando uma média pluviométrica anual inferior a 700 mm na zona mais árida
(CPRM, 1978). A evapotranspiração é muito alta, com o volume de água evaporado e transpirado
a partir das precipitações sendo superior ao volume que escoa superficialmente e se infiltra.
O aqüífero Serra Grande predomina na área da presente investigação geofísica. Este
aqüífero apresenta um bom potencial hidrogeológico, segundo Cruz & França (1970). Ele é
representado pelos aqüíferos Ipu e Jaicós com presença de níveis argilosos que leva a serem
confinados.
Soeiro (1992) utilizou informações de salinidade das formações Ipu, Itaim e Cabeças,
mapas de superfície potenciométrica e dados de hidrogeoquímica para estudos de hidrodinâmica,
os quais identificaram áreas de regime hidrodinâmico aberto e estagnante, bem como área de
recarga e direções de fluxo (Figura 3.1). O regime estagnante é caracterizado através das águas de
formações com altas salinidade e protegidas do fluxo meteórico; já no regime aberto predominam
baixas salinidades e ampla movimentação de água meteórica. As principais áreas de recarga
situam-se nas regiões leste e sul da bacia, através dos aqüíferos do Grupo Serra Grande e da
Formação Cabeças.
Na região de estudo e arredores são catalogados 899 poços de água subterrânea, segundo o
cadastro de poços da CPRM (www.cprm.gov.br). A Figura 3.2 mostra a distribuição dos poços na
área e suas profundidades. A maior parte dos poços possue profundidade inferior a 300 m.
Entretanto, encontram-se na região poços com profundidade de até 650 m. Na Figura 3.3 é
apresentada a situação dos poços, onde observa-se que apenas 655 deles estão em funcionamento.
Na Figura 3.4 é apresentado um mapa da distribuição da vazão onde podemos destacar:
• vazões inferiores a 20 m 3 /h dominam a região do embasamento cristalino e a região de
borda da bacia do Parnaíba.
• vazões superiores a 20 m 3 /h são encontradas distantes da borda da bacia do Parnaíba.
Na Figura 3.5 é apresentado um mapa mostrando o tipo do aqüífero, onde observa-se:
16

• uma concentração de aqüíferos do tipo livre próximo a borda da bacia do Parnaíba e
em alguns poços no embasamento.
• os aqüíferos do tipo confinado e semi-confinado estão localizados longe da borda da
bacia do Parnaíba, com grande concentração na cidade de Picos e arredores.
• aqüífero do tipo Fissural onde aflora o embasamento
Na Figura 3.6 é apresentado um mapa mostrando a litologia do aqüífero, onde fica
evidenciado que o aqüífero mais explotado é o do Grupo Serra Grande.
As Figuras 3.2 a 3.6. mostram que as vazões mais elevadas e os aqüíferos confinados e
semi-confinados estão longe da borda da bacia. Nesta região verifica-se a presença de
folhelhos da Formação Pimenteiras. Este fato está retratando as condições geológicas desta
região que, com a presença de folhelhos como camadas selantes, promovem o aparecimento
de aqüíferos confinados e semi-confinados que possuem valores altos de vazões. Estas figuras
mostram poços em aqüíferos fissurais do embasamento na bacia, três destes poços com
profundidades em torno de 60 a 170 m estão próximos ao perfil jaicos.
17

Figura 3.1- Regime hidrodinâmico da bacia do Parnaíba (Soeiro, 1992).
18

Figura 3.2 – Distribuição dos poços de água subterrânea da área de estudo, com informações de
profundidade. Localização dos perfis MT/TEM é mostrada por traços de cores distintas. Os dados
foram obtidos do cadastro de poços de água subterrânea da CPRM (www.cprm.gov.br).
19

Figura 3.3 – Distribuição dos poços de água subterrânea da área de estudo com informações
sobre a situação do poço. Localização dos perfis MT/TEM é mostrada por traços de cores
distintas. Os dados foram obtidos do cadastro de poços de água subterrânea da CPRM
(www.cprm.gov.br).
20

Figura 3.4 – Distribuição dos poços de água subterrânea da área de estudo com informações de
vazão. Localização dos perfis MT/TEM é mostrada por traços de cores distintas. Os dados foram
obtidos do cadastro de poços de água subterrânea da CPRM (www.cprm.gov.br).
21

Figura 3.5 – Distribuição dos poços de água subterrânea da área de estudo com informações do
tipo de aqüífero. Localização dos perfis MT/TEM é mostrada por traços de cores distintas. Os
dados foram obtidos do cadastro de poços de água subterrânea da CPRM (www.cprm.gov.br).
22

Figura 3.6 – Distribuição dos poços de água subterrânea da área de estudo com informações
litológicas. Localização dos perfis MT/TEM é mostrada por traços de cores distintas. Os dados
foram obtidos do cadastro de poços de água subterrânea da CPRM (www.cprm.gov.br).
23

4- Os Métodos Magnetotelúrico (MT) e Eletromagnético Transiente (TEM).
4.1- O método magnetotelúrico.
No método magnetotelúrico (MT), campos eletromagnéticos naturais são usados para
estimar as variações de condutividade elétrica do interior da Terra. O sinal eletromagnético (EM)
natural é proveniente de uma variedade de processos a partir de fontes presentes desde o núcleo
da Terra até fontes de galáxias distantes. Fontes naturais do campo EM utilizados em MT, com
freqüências acima de aproximadamente 1 Hz, são devido às tempestades elétricas (relâmpagos)
que ocorrem em todo o planeta, mas com concentração principalmente em 3 centros principais na
Malásia, Amazônia e África, todos em baixa latitudes. Nas freqüências abaixo de 1 Hz, o
aumento no sinal é devido ao aumento de correntes na ionosfera, estabelecidas pela atividade
solar. As flutuações do campo geomagnético estendem-se desde a freqüência de 10 6 Hz, que são
manifestadas pelas micropulsações geradas na ionosfera até 10 -11 Hz, observadas em estudos
paleomagnéticos (Figueredo, 1997). O método MT trabalha tipicamente na faixa de freqüência de
10 -4 a 10 4 Hz.
O campo eletromagnético incide na superfície da Terra quase como uma onda plana. A
maior parte da energia que chega à superfície é refletida, porém uma pequena quantidade
propaga-se verticalmente ao interior da Terra. A amplitude, fase, e a relação direcional entre o
campo magnético (B) e o campo elétrico (E) na superfície depende da distribuição da
condutividade elétrica em subsuperfície.
Para medidas magnetotelúricas, combinam-se equipamentos para medidas do campo
magnético (magnetômetros ou bobinas de indução) com medidas da variação do potencial
elétrico, utilizando eletrodos. Registram-se simultaneamente as componentes Ex, Ey, Bx, By e
Bz. O sistema de coordenadas utilizadas em MT é, em geral, o de coordenadas geomagnéticas: z
positivo para o interior da Terra, x positivo para o norte geomagnético e y positivo para o leste
magnético.
A principal desvantagem do método MT é a dificuldade de obter dados em áreas de ruído
eletromagnético acentuado. A força do método está na sua capacidade singular de exploração em
profundidades rasas e a grandes profundidades sem emprego de fonte artificial, com pouco ou
nenhum impacto ambiental.
Em aplicações empregando altas freqüências ou freqüências na faixa de áudio, a técnica é
denominada audiomagnetotelúrica (AMT), com largo emprego na exploração de água
24

subterrânea e de grandes depósitos de metais em profundidade a partir de 5-10 m até alguns
quilômetros (Vozoff, 1991). Uma outra aplicação já consagrada do método MT está na
exploração de petróleo, em áreas onde a reflexão sísmica é muito cara ou ineficiente. Estudos em
regiões cratônicas e o conhecimento de estruturas profundas da crosta têm se beneficiado bastante
com o emprego do método MT (Posgay et al., 1996; Figueiredo, 1997; Davey et al., 1998;
Chen& Chen, 1998, etc). Uma outra aplicação é a exploração termal (Kalvey & Jones, 1995;
Correia & Jones, 1997; Lagios et al., 1998 , etc).
A maior vantagem do método MT em relação à sísmica é seu baixo custo relativo e seu
baixo impacto ambiental; sua desvantagem seria sua menor resolução comparada ao maior
detalhamento sísmico das interfaces. Segundo Vozoff (1972), a interpretação de profundidade
baseada em dados MT é mais bem estimada do que a baseada nos dados gravimétricos e
magnéticos.
4.1.2- Fontes do campo EM.
O método MT depende de campos naturais, os quais são sua maior virtude (fonte natural
sem agressão ao meio ambiente) e sua grande fraqueza (dificuldade de obter-se sinal em certas
freqüências) . As fontes dos campos eletromagnéticos na faixa de aplicação do método MT se
encontram na magnetosfera. É definida como sendo a região na qual o campo magnético
principal (originado no núcleo esterno liquido da Terra) encontra-se confinado. A magnotosfera é
subdividida em varias estruturas, incluindo a parte da atmosfera e a ionosfera.(Rostoker, 1979). A
atmosfera apresenta gases, especialmente oxigênio e nitrogênio, que decrescem suas
concentrações com a altitude. As radiações solares (ultravioleta, infravermelho, etc.) ionizam
esses gases (ionosfera) e abaixo de 100 Km a alta pressão faz com que haja recombinação dos
íons. Acima de 100 Km, partículas carregadas aumentam de densidade rapidamente até cerca de
250 km e então inicia um declínio com o decréscimo da pressão e densidade de partículas. A
existência das cargas ionizadas na ionosfera provoca a existência de ondas hidromagnéticas. Esta
fonte é responsável pelo sinal eletromagnético natural abaixo de 1 HZ.
Entre 1 Hz e 10 4 Hz a fonte do campo eletromagnético vem das tempestades elétricas
(descargas elétricas na superfície da terra) que geram ondas eletromagnéticas. Estas são
conhecidas como sferics que se propagam ao redor do planeta, aprisionados num guia de onda
formado entre a ionosfera e a superfície da Terra. Tempestades com relâmpagos próximos ao
25

local da investigação são tidas como fontes de ruídos por não satisfazerem o princípio da onda
plana.
Sinais em torno de 1 Hz necessitam longos tempos de aquisição, devido ao fato do
persistente espectro de baixa energia. Esta região do espectro do sinal MT é conhecida como
banda morta.
4.1.3- As equações de Maxwell e as equações constitutivas.
A formulação matemática das leis que descrevem o comportamento dos campos
eletromagnéticos em uma terra condutora não homogênea é descrita pelas equações de Maxwell:
r
r r ∂D
∇H
= j + , eq-4.1
∂t
∇ ⋅ B = 0
r
∇ ×
, eq-4.2
r
r ∂B
E = − , eq-4.3
∂t
∇ ⋅ D =
r
em que:
q , eq-4.4
H =
r
intensidade do campo magnético (ampére/metro, A/m),
B =
r
vetor indução magnética (densidade de fluxo magnético)(weber/m 2 = tesla, T),
E =
r
intensidade do campo elétrico (V/m),
D =
r
vetor deslocamento elétrico (densidade de fluxo elétrico) (columb/m 2 ),
v densidade de corrente de condução (A/m 2 ),
j =
∂D ∂t
r
= densidade de corrente de deslocamento (ampere/ m 2 ),
q = densidade de carga elétrica (coulomb/m 3 v
).
26

Das equações 4.1 e 4.4 obtém-se a equação de continuidade de fluxo de corrente
(conservação da carga), que satisfaz a condição:
∂q
∇ ⋅ j = −
∂t
r
. eq-4.5
As equações constitutivas são dadas abaixo:
r r
D = εE
, eq-4.6
r r
B = μH
, eq-4.7
μ =
μ 0
ε =
ε 0
em que:
permeabilidade magnética do meio (Henry/metro, H/m).
−7
= permeabilidade magnética no vácuo = 4π
× 10 H / m .
permissividade elétrica (ou permeabilidade dielétrica) do meio (Farad/m, F/m)
−12
= permissividade elétrica no vácuo = 8.
854 × 10 F/m.
Experimentalmente observa-se que a densidade de corrente em materiais terrestres é
linearmente proporcional ao campo elétrico vetorial E r . Isto é conhecido como a lei de Ohm:
r r
j = σE
, eq-4.8
sendo σ a condutividade elétrica do meio (siemens/metro, S/m). O inverso da condutividade
elétrica é definido como resistividade elétrica ρ .
27

4.1.4- Indução em uma Terra uniforme.
Numa Terra uniforme, todas as correntes, campo elétricos e magnéticos são praticamente
horizontais, independente da direção em que eles entram na terra. Este fato é explicado pela lei de
senθ
Snell ( ar V
= ar >> 1),
devido a alta condutividade da Terra em relação ao ar e
senθ
V
Terra
Terra
as baixas velocidades da onda eletromagnéticas na terra com relação ao ar. Os campos elétricos e
magnéticos são ortogonais.
A indução eletromagnética (EM) na terra no método magnetotelúrico possui três
condições (aproximações) a serem satisfeitas:
(1)- a Terra é um meio continuamente isotrópico, em que
ε e μ são constante escalares
independente da freqüência. Os efeitos magnéticos são ignorados, ou seja, nenhum material
magnético esta presente, sendo μ = μ ;
0
(2)- os campos elétrico e magnético variam harmonicamente com o tempo. A dependência
temporal é, geralmente expressa por
i t
e , tal que
r r
E = E
iwt
r r
H = H
iwt
ω
e , sendo
ω = 2 π / T = 2πf
, T é o período e f é a freqüência;
r
(3)- as correntes de deslocamentos, ∂ D / ∂t
, são desprezadas em comparação as correntes de
condução J . A segunda condição faz com que a razão entre as duas correntes torna-se
r
ωε / σ .
Para faixa de estudos do método MT, 10 -4 a 10 4 Hz e considerando que as condutividades na terra
variam de 4 S/m (água do mar) até 10 -6 S/m (rochas cristalinas), tem-se que ωε

De forma geral, podemos escrever estas equações da seguinte forma.
2
2
∇ L = iωμ
σL
= −k
L , eq-4.11
0
sendo L o campo magnético ou elétrico, com k = ( 1−
i)
α sendo o numero de onda. A solução
geral desta equação para um meio espaço homogêneo tem a forma:
L
−i(
kz−ωt
) iωt
−iαz
−αz
= L0
e = L0e
e e
sendo:
i t
e ω a variação temporal senoidal,
, eq-4.12
i z
e α a variação senoidal em profundidade (parte real do numero de onda),
z
e α −
o decaimento exponencial com a profundidade (parte imaginaria do numero de onda).
na qual α = ωμ0σ
/ 2 , L0
o valor do campo na superfície.
A profundidade em que o campo cai 1/e do seu valor na superfície, chamada de skin
depth, é dada abaixo:
1 2
δ = z = = . . eq-4.13
α ωμ σ
portanto:
∂E
x
∂z
o
Na pratica esta equação aproxima-se por δ ≈ 0,
5 ρT
(km).
( )
( , H , 0)
Para uma Terra uniforme, considera-se um campo E = Ex
0,
0 e H = 0 y ,
= −iωμ
H
sendo que:
0
y
, eq-4.14
,
29

E
H
x
y
=
tem-se:
ρ
1
2
ωμ 0 ⎛ωμ
0 ⎞ iπ
4
k
=
⎜
⎝
⎟
σ ⎠
e
=
( 1+
i)
2α
ωμ
0
=
( 1+
i)
⎛ωμ
0 ρ ⎞
⎜ ⎟
⎝ 2 ⎠
1
2
. eq-4.15
A razão E/H é denominada impedância Z (expressa em Ω no SI). Para cada freqüência
1
⎛
⎜
E
⎝
⎞
⎟
⎠
2
x
∗
xy = = Z
⎜ ⎟
xyZ
xy
μ0ω
H y μ 0ω
1
. eq-4.16
r r
Z é um tensor que relaciona os campos elétricos e magnéticos ( E = ZH
).
4.1.5- Indução numa terra unidimensional.
Uma Terra unidimensional a variação de um parâmetro ocorre em apenas uma direção.
Neste caso a resistividade varia apenas com a profundidade numa Terra estratiforme. Nesta
situação a energia é refletida para cada interface ocorrendo refração e reflexão interna. Os
campos permanecem ortogonais (( , H ) e ( E , H )) ao menos que exista alguma anisotropia
E x y y x
na superfície. A solução geral das equações 4.9 e 4.10 são as equações abaixo, com o segundo
termo indicando a energia que entra em cada superfície e a outra parcela, a energia que sai de
cada superfície.
E
E
+ ikjz − −ikjz
x = Exje
+ E xje
, eq-4.17
+ ikjz − −ikjz
y = E yje
+ E yje
. eq-4.18
sendo z z ≤ z para todos os valores de z dentro da camada j ou sobre sua interface.
j−i
+ 0 ≤ j −0
Considerando as propriedades de que as componentes da onda plana são iguais sobre todo
o plano xy, temos a equações:
30

H
H
x
y
tem-se:
1 ∂E
y
= , eq-4.19
iωμ
∂z
0
1 ∂E
x
= − , eq-4.20
iωμ
∂z
0
Após algumas operações algébricas, conforme descritas em Zhadnov & Keller (1994)
j
( ik j z qi
ωμ 0
Z xy ( z)
= coth −
k
+ ⎛ E ⎞ xj
para z = −ln⎜
⎟
j−1
+ 0 ≤ z ≤ z j − 0,
onde qi
.
⎜ − ⎟
⎝ Exj
⎠
), eq-4.21
1
2
Com as condições de contorno aplicada nos campos magnético e elétrico (como
conseqüência a impedância), que são contínuos através da interface entre as camadas e
implicando em que a energia eletromagnética sofre atenuação à medida que penetra na superfície,
a impedância é expressa por:
Z
xy
ωμ 0
( + 0)
= Rn
. eq-4.22
k
1
O Rn é um denominador de fator de correção de camada para a impedância de onda plana
que em um meio de camadas, definido como:
⎪⎧
⎡ ⎛
⎞⎤⎪⎫
−1
k
⎛
⎞
1
−1
−1
k
⎨
⎢ ⎜
n−1
R = − +
⎟
⎜
+
⎜
⎜−
+ +
⎟
n coth ik1d1
coth coth ik 2d
2 coth ik3d
3 .. coth ...
⎟⎥⎬
. eq-4.23
⎪⎩
⎢⎣
k2
⎝
⎝
kn
⎠⎠⎥⎦
⎪⎭
O valor obtido na equação 4.22 para a impedância Zxy e o mesmo para impedância Zyx
31

A condição para a Terra ser uniforme no caráter elétrico, Rn torna-se 1 e a impedância
toma a forma:
0
= . eq-4.24
Z
k
ωμ
1
2
Sendo k dado por k = i σ e a resistividade o inverso da condutividade, a equação
ωμ 0
pode ser expressa como função da resistividade:
1 2
ρ 1 = Z . eq-4.25
ωμ
0
A expressão resistividade neste caso não representa a resistividade absoluta das camadas
de um meio e sim uma resistividade aparente, que representa a resistividade de um meio espaço
o qual contem camadas com resistividades absolutas. A resistividade aparente é função das
resistividades das camadas na terra unidimensional.
Sendo o meio unidimensional, as derivadas de E e H em relação aos eixos x e y são zero,
só existe variação ao longo do eixo z que è dada por:
1/
2 ( ) = −E
x / H y = E y H x
Z = ωμρ / , eq-4.26
A segunda igualdade da equação 4.15 é valida para condição de uma terra uniforme com a
impedância sendo dada por:
1/ 2 iπ
/ 4
( ωμρ ) e
Z = . eq-4.27
na qual ρ é a resistividade do semi-espaço e a equação estabelece que a impedância EM tem
uma fase de π / 4 no semi-espaço homogêneo.
Apresentando a resistividade aparente ( ρ a ) em um gráfico bi-logaritmico, sua fase é
proporcional à inclinação da curva tendo como base o ângulo de –45 o , cuja a relação é descrita
por Parker (1983):
32

x
´ ´
π f ⎛ ρ ( f ) ⎞ df
Φ
4 π ∫ ⎜ ⎟
0 ⎝ ρ1
⎠ f − f
a
( f ) = − ln⎜
⎟
´ 2 2
. eq-4.28
na qual ρ 1 é o valor assintótico para freqüências altas de ρ ( f ) .Weidelt (1972) e Kunetz (1972),
sugerem um valor aproximado.
π ⎡ ∂ log ρ a ( f ) ⎤
Φ(
f ) = ⎢1
+ ⎥ . eq-4.29
4 ⎣ ∂ log f ⎦
4.1.6- Indução em uma terra bidimensional.
Numa terra bidimensional (2D), os valores de resistividades não apenas variam em uma
direção (profundidade) como no caso unidimensional, mas variam em duas direções. Esta
situação e mais real para a maioria das estruturas geológicas em subsuperfície.
Uma estrutura pode ser considerada 2D quando sua extensão em uma determinada direção
é maior que o skin depth do campo excitante sendo esta direção chamada de direção de strike ou
direção principal. Considerando a direção x como a direção de strike (resistividade invariante),
então σ = σ ( y,
z)
.
A solução do problema 2D consiste em encontrar soluções nas equações de Maxwell para
a distribuição de condutividade invariante na direção x. As condições (1) e (2) são validas e as
equações de Maxwell podem ser separadas em modos distintos, o modo TE (E x, Hy
e Hz) e o
modo TM (Ey, Ez e Hx). Estes conjuntos estão relacionados, respectivamente, com os seguintes
conjuntos de equações.
∂E
∂z
x
∂E
∂y
x
= −i
= −i
μ 0
μ 0
ωH
ωH
∂H
∂y
y
z
z
,
,
∂H
−
∂z
y
x
a
= σE
. eqs-4.30
33

∂E
∂y
z
∂H
∂z
x
∂E
y
− = −i
∂z
= σE
y
,
∂H
μ 0
x
∂y
ωH
x
,
= −σE
. eqs-4.31
z
O modo TE é aquele em que Ex está perpendicular as correntes (direção de strike)
enquanto no modo TM Ex está paralelo as correntes (direção perpendicular ao strike). A solução
do problema bidimensional está na solução das equações de Helmholtz para Ex do conjunto de
equações 4.30.
∂
E
2
x
2
∂y
∂
2
H
∂y
x
2
∂ E
+
∂z
2
x
2
− iσμ
ωE
= 0 . eq-4.32
0
x
A equação de Helmholtz para o modo TM a partir do conjunto de equações 4.31 é.
2
∂ H
+
∂z
x
1 ⎛ ∂σ
∂H
+ ⎜
σ ⎝ ∂y
∂y
x
∂σ
∂H
x ⎞
+ ⎟ − iσμ
0ωH
∂z
∂z
⎠
4.1.7- Indução em estruturas tridimensionais.
x
= 0 . eq-4.33
Em algumas situações geológicas as aproximações 1D e 2D são viáveis para uma
interpretação geofísica, com a variação da condutividade mais forte em algumas direções e
desprezível em outras. Na realidade as estruturas geológicas possuem uma variação
tridimensional (3D), onde a resistividade varia nas três direções x, y e z. Algumas situações
geológicas, como por exemplo linhas de costa encurvadas, complexas cadeias de montanhas em
grande escala e algumas intrusões magmáticas, caracterizam ambientes tridimensionais.
O tratamento do problema de indução de estruturas 3D tem sido proposto por diversos
autores a partir do inicio da década de oitenta, utilizando técnicas como diferenças finitas,
elementos finitos e equações integrais (Reddy et al., 1977; Jones & Vozoff, 1978; Ting &
Hohmann, 1981; Smith & Booker, 1991: Livelybrooks, 1993; Mackie & Madden, 1993.
34

4.1.8- Tensor impedância e parâmetros clássicos de MT.
E(ω )
r
H (w)
r
Como já mencionado, a relação entre os campos e satisfaz uma
proporcionalidade dada pelo tensor impedância como função da freqüência e relacionada com a
resistividade na subsuperfície. No caso geral, numa situação 2D, a relação é:
E ( w)
= Z ( w)
H ( w)
+ Z ( w)
H ( ω)
, eq-4.34
x
xx
x
xy
y
E ( w)
= Z ( w)
H ( w)
+ Z ( w)
H ( ω)
. eq-4.35
y
yx
x
yy
Em notação matricial:
y
r r
E(
ω) = Z(
ω)
H ( ω)
, eq-4.36
⎛ Z xx ( ω)
Z xy ( ω)
⎞
Z ( ω)
= ⎜
⎟ . eq-4.37
⎜
⎟
⎝ Z yx ( ω)
Z yy ( ω)
⎠
As estimativas dos elementos do tensor impedância são o passo inicial para a
determinação da distribuição de resistividade em subsuperfície. O procedimento pelo método dos
mínimos quadrados foi o mais utilizado nas décadas passadas. Atualmente, um processamento
mais apurado, a estimativa robusta, vêm sendo mais rotineiramente aplicado.
As componentes dos campos EM são medidas em um sistema de referência, o mais usual
sendo o sistema de referência geomagnético. O fato das medidas serem feitas nestas coordenadas
quase invariavelmente não promove uma situação ideal para solução do caso 2D, já que o strike
não está nas direções das medidas, a menos por coincidência. Dessa forma, existe a necessidade
da determinação de um ângulo de rotação para as componentes do campo medido, tal que se
posicione na direção do strike geoelétrico. Se a rotação é realizada no sentido horário, tem-se:
⎛ E
⎜
⎜
⎝ E
´
x
´
y
⎞ ⎛cosθ
⎟ = ⎜
⎟
⎠ ⎝−
senθ
senθ
⎞⎛
E
⎟⎜
cosθ
⎜
⎠⎝
E
x
y
⎞
⎟
. eq-4.38
⎠
35

Na forma matricial fica.
r r
´
E = RE
, eq-4.39
r r
´
H = RH
, eq-4.40
´
T
Z = RZ
R
. eq-4.41
A determinação do ângulo de strike é um das etapas mais importante do processamento
para a estimativa adequada do tensor impedância e as resistividades em subsuperfície. Numa
situação ideal, 2D rotacionado para o strike, os elementos da diagonal principal do tensor
impedância (equação 4.37) são nulos. Entretanto este fato não ocorre na pratica devido a ruídos
ou erros nas medidas dos campos.
A forma mais tradicional de determinar o strike é a solução proposta por Swift em 1967
(Vozoff, 1991), na qual maximiza
xy
2
2
yx
*
*
[ ( Z − Z )( Z + Z ) + ( Z − Z ) ( Z + Z ) ]
xx
yy
xy
yx
2
yy
Z + Z para cada freqüência. Esta solução é.
yy
2
yx
4θ
=
. eq-4.42
Z − Z − Z + Z
xx
xx
xy
xy
yx
Esta solução dá um indicativo da dimensionalidade da estrutura em estudo, que no caso
1D não existiria solução, para o caso 2D a solução seria bem definida e para o caso 3D existiriam
várias soluções.
A equação 4.42 fornece um valor de ângulo de rotação pode estar tanto: minimizando os
elementos da diagonal principal, como maximizando os elementos da diagonal principal.
Provocando uma ambigüidade de 90 o na determinação do ângulo de strike. Uma maneira de
resolver esta ambigüidade está no conhecimento do strike geológico, o que nem sempre é
possível.
Uma outra maneira de remover a ambigüidade no strike é determinar o Tipper. Uma
descontinuidade lateral gera uma componente vertical do campo que é próxima de zero na teoria
36

do Método MT, nos casos 1D e 2D, mas não quando a estrutura é 3D ou se tem uma fonte tipo
eletrojato equatorial. A relação da componente H z com as componentes horizontais é dada por.
H = T H + T H . eq-4.43
z
x
x
y
y
Quando a direção de medida coincide com o strike, para uma estrutura 2D, temos
e representa o desvio do vetor H r
H z = Ty
H y T y
em relação ao plano horizontal. Quando a
direção de medida não é a mesma do strike, a fase de T x e TY
são idênticas , a razão T / T
x Y é
real e o desvio do campo magnético horizontal forma um ângulo φ com a direção x, dado por
φ = arctg(
Ty
T x)
, que indica a direção para a região condutiva retirando a ambigüidade da
equação 4.42. Obtém-se então da equação 4.43 as flechas de indução, conhecidas como “vetor de
Parkinson” ou “vetor de Weiss”, com um mapa das flechas de indução indicando o gradiente de
condutividade (Parkinson, 1983).
Algumas relações dos elementos do tensor impedância são invariantes após a rotação dos
elementos do tensor impedância. Os ternos invariantes são:
Z xx yy
+ Z = c ,
Z xy yx
1
− Z = c ,
2
Z xx Z yy − Z xyZ
yx = c
. eqs-4.44
3
A razão c1/c 2 = α , é um outro fator invariante denominado Skew. Este fator para o caso 1D e
2D (rotacionado para o strike) é zero numa situação ideal e diferente de zero para o caso 3D.
Numa situação real, os valores altos de Skew indicam tridimensionalidade da estrutura.
O Skew e o strike podem ser obtidos por outras técnicas mais apuradas, como pode ser
encontrado em Gamble et al. (1982), Groom & Bailey (1989), Bahr (1991), Chakridi et al.
(1992), Smith (1995) e McNeice & Jones (2000).
37

4.1.9- Anisotropia.
A situação isotrópica é rara, pois são raros os materiais isotrópicos existentes em
condições geológicas. Em um meio anisotrópico, a condutividade do meio varia em todas as
direções, sendo que todos os elementos do tensor de condutividade são diferentes de zero como
descrito na relação abaixo:
⎛ j ⎞ ⎛σ
xx σ
x ⎜ ⎟ ⎜
⎜ j ⎟ = ⎜ y σ yx σ
⎜ ⎟ ⎜
⎝ jz
⎠ ⎝σ
zx σ
xy
yy
zy
σ xz ⎞⎛
⎞
⎟
E x ⎜ ⎟
σ ⎟ yz ⎜ E y ⎟ . eq-4.45
⎟
⎜ ⎟
σ zz ⎠⎝
E z ⎠
Num meio anisotrópico haverá correntes nas direções x, y e z mesmo que campo elétrico esteja
na direção x. Neste caso, a onda eletromagnética incidente terá um campo magnético na direção
y, onde H r
r
j não será perpendicular a . Devido a este fato a resistividade aparente dependerá da
direção de medida.
4.1.10– Heterogeneidades e deriva estática.
O problema mais comum nos dados MT são as distorções nos valores medidos devido a
heterogeneidades. Estes efeitos são classificados por Berdichevsky & Dmitriev (1976) como:
1- O efeito galvânico - este efeito é provocado pela ação de um campo elétrico primário que
produz cargas onde existem variações de condutividade em limites distintos ou em
transições contínuas. A existência de cargas nesta transição gera um campo elétrico
galvânico secundário que se adiciona ao campo primário.
2- O efeito indutivo - pela lei de Faraday, a derivada temporal do campo magnético induz
correntes secundárias excessivas, que fluem em circuitos fechados e produzem campos
magnéticos secundários, que são adicionados ao campo primário.
Correntes induzidas pelo campo magnético secundário, o qual é associado a correntes
secundarias do efeito galvânico, são consideradas um efeito indutivo-galvânico.
Os efeitos galvânicos e indutivos também podem ser provocados pela topografia. O
trabalho de Jiracek (1990) apresenta uma boa abordagem sobre distorções devido a
heterogeneidades.
38

O efeito da deriva estática provoca o deslocamento das curvas de resistividades aparentes
por um fator indeterminado do valor real. Este fato é ocasionado pelo efeito galvânico, o qual,
para um corpo condutivo, a polarização das cargas resulta num campo secundário opondo-se
ao campo primário e, para um corpo resistivo, o campo secundário é somado. O efeito
galvânico é fortemente sentido nos métodos que trabalham com freqüência baixa, como no
método MT, enquanto que o efeito indutivo é fracamente sentido. Este fato vai se invertendo
com o aumento da freqüência utilizada no método de investigação EM. Varias técnicas são
propostas para correção do efeito galvânico e indutivo como as descritas por Jiracek (1990).
Sternberg et al. (1988) sugerem uma solução para correção da deriva estática devido a
heterogeneidades locais, com o uso do método transiente eletromagnético em casos 2D. As
heterogeneidades com tamanho da ordem do skin depth ou maior, são tratadas por vários
métodos de inversão.
4.2- O método Eletromagnético Transiente (TEM).
O método Eletromagnético Transiente utiliza uma fonte induzida de excitação numa
forma de um pulso. Este pulso gera um campo eletromagnético primário que induz campos
eletromagnéticos secundários, os quais são medidos quando o campo primário e a fonte em pulso
estão desligados, conforme apresentado na Figura 4.1.
A vantagem deste método em relação a outros métodos eletromagnéticos reside no fato de
ser desnecessário separar o campo magnético primário do secundário. As medidas das sondagens
TEM são feitas utilizando um loop (espira) de forma quadrada ou circular, na qual é injetado uma
corrente constante na forma de pulsos (corrente estabelecida “on” ou não estabelecida “off”).
Esta corrente gera um campo primário que por sua vez induz correntes secundárias no
interior da terra, o que gera um campo magnético secundário. Após a interrupção da corrente, o
campo primário é nulo e a amplitude do campo secundário começa a decair imediatamente. A
amplitude do fluxo de correntes, como função do tempo, é adquirida pela medição do campo
magnético secundário por um bobina receptora localizada no centro do loop (configuração in
loop) ou por um loop receptor (configuração single loop).
Através das medidas de voltagens nas bobinas receptoras em tempos sucessivos são
adquiridas medidas de fluxo de correntes e conseqüentemente da resistividade elétrica.
39

Figura 4.1- Forma de onda do pulso de corrente transmitida, força eletromotriz primária induzida
e campo magnético secundário. A medida do campo magnético secundário é realizada quando a
corrente é desligada. O pulso é repetido para melhorar a razão sinal / ruído. Modificado de
Goldman & Neubauer (1994).
E(V )
r r
Teoricamente a lei de Faraday descreve este fenômeno, no qual a tensão induzida
em um condutor elétrico que se desloca em um campo magnético é dada pela formula:
r r r r
E = ⋅ dL
, eq-4.76
∫
em que :
( V × B)
B r é o vetor intensidade do campo magnético, em Gauss;
V r é o vetor velocidade do condutor, em m/s;
40

L r é o comprimento do condutor , em m.
Uma formulação matemática para este método é apresentada por Kauffman & Keller (1983). A
relação entre os campos medidos e a resistividade aparente para tempos tardios é dada pela
expressão (Kauffman & Keller, 1983):
na qual:
B& Z = dB / dt , em V/m 2
μ ⎛ ⎞
0 2μ
0M
ρ =
⎜
⎟
a
eq-4.77
4πt
⎝ 5tB&
z ⎠
41

5- Aquisição dos dados MT e TEM.
A aquisição dos dados MT e TEM empregados neste estudo foi realizada em duas etapas,
no final do 1 o semestre e meados do 2 o semestre de 2000. Foram levantadas 28 estações MT e
TEM, como mostra a Figura 5.1. As estações estão distribuídas em três perfis perpendiculares às
principais estruturas:
• Perfil Monsenhor Hipólito, de 58 km de comprimento total, compreendendo 9 estações
MT/TEM, com espaçamento variando entre 4 e 12 Km.
• Perfil Jaicós, de 22 km comprimento total consistindo de 9 estações MT/TEM, com
espaçamento variando entre 4 e 6 Km
• Perfil Itainópolis, de 41 km de comprimento total, compreendendo 10 estações MT/TEM,
com espaçamento variando entre 4 e 6 Km.
Nos 3 perfis, a freqüência MT foi amostrada na faixa 0,07-008 Hz a 334 Hz, enquanto as
medidas TEM variaram entre 33 HZ a 100000 Hz
. A duração da aquisisão variou de 1 a 1 dia e meio dependendo da freqüência amostrada,
considerando: localização do melhor lugar para estação, tempo gasto para pedido de permissão
para montagem da estação, montagem e desmontagem da estação e operação da estação.
5.1- Aquisição dos dados MT.
Os dados MT foram adquiridos utilizando dois equipamentos pertencentes ao
Observatório Nacional (MT1 e MT2), fabricados pela Eletromagnetic Instruments (EMI),
Califormia, EUA. Os principais componentes desses equipamentos são: sensores elétricos,
sensores magnéticos, unidade de aquisição e processamento (APU), módulo de sincronização e
um computador portátil. Estes componentes são descritos sucintamente abaixo:
Sensores Magnéticos – Durante a aquisição, três sensores magnéticos são utilizados para medir as
componentes x, y e z. Estes sensores consistem em bobinas de indução eletromagnética com
núcleo de μ-metal e com pré-amplificadores internos. Podem ser empregados diversos tipos de
bobinas com diferentes respostas. Como exemplo, as bobinas BF4 e BF7 são utilizadas para as
medidas das componentes horizontal e vertical, respectivamente para freqüências intermediárias e
baixas (entre 1000 Hz e 0.001 Hz) e as bobinas BF6 para as altas freqüências (entre 1000 Hz e
30000 Hz).
42

Figura 5.1- Localização dos perfis MT e TEM no mapa geológico da área de estudo, copilado e
modificado do mapa geológico do estado da Piauí (CPRM, 1995).
Sensores Elétricos – São utilizados 3 eletrodos não polarizáveis com um solução de Cu-CuSO4
(sulfato de cobre) contido dentro de um pote de forma cilíndrica com base de cerâmica
permeável, que permite o contato elétrico com o solo através da solução. Estes três eletrodos são
conectados na forma de um L e ligados a uma unidade pré-amplificadora onde as medidas da
diferença de potencial nas duas direções do arranjo em L (x, y) são amplificadas. A unidade
amplificadora de corrente telúrica (EFSC) também funciona como filtro, atenuando freqüências
fora da faixa de interesse. Tipicamente a configuração em L tem comprimento de 100 m para
cada uma das direções.
43

Unidade de Aquisição e Processamento (APU) – A APU amplifica os sinais elétricos e
magnéticos medidos nos sensores e converte os sinais analógicos para digitais, armazenando as
séries temporais em um computador externo conectado a esta unidade. Através do software
presente no computador, são fornecidas as instruções para aquisição dos dados. A APU permite a
utilização de até 10 canais, podendo ser utilizadas várias configurações. As configurações para
levantamento de uma estação MT isolada (single station), são 2 canais para o campo elétrico (as
duas componentes horizontais) e 3 canais de campo magnético (as duas componentes horizontais
e a componente vertical). A amplificação de cada canal é ajustada manualmente antes do início
da aquisição dos dados. A APU ainda apresenta um filtro notch para a freqüência de 60 Hz,
correspondente a freqüência da rede elétrica do Brasil.
Computador – O computador utilizado na APU é do tipo portátil, de interface RS232 e
configuração de memória mínima de 640 KB suficiente para controlar a APU. O software de
aquisição dos modos de processamentos de sinais são: detecção sincronizada (não utilizado) para
freqüências nas faixas 20 Hz - 20 kHz e a Transformada Rápida de Fourier (FFT) para
freqüências de 0,003 Hz a 300 Hz. Neste último modo os dados são coletados em bandas
limitadas por valores de freqüência (TS1, TS2, TS3, TS4), sendo estas determinadas de acordo
com o objetivo da investigação. A seleção da banda é feita pelo usuário que define os parâmetros
abaixo:
1-Freqüência de amostragem ( Δf
) - É o inverso do tempo de amostragem.
2-Comprimento da série temporal - Números observações (N) contidas num segmento temporal,
os valores de N podem ser 256, 512,1024 ou 2048.
3-Filtro passa banda – Definido para freqüência mínima f m = 4 ( NΔT
) e para freqüência máxima
= 1 / ( 4ΔT
) , sendo Δ T o intervalo de amostragem digital.
f M
4-Números de blocos - Este é o número de segmentos os quais são avaliados antes da matriz de
potencia cruzada seja produzida e armazenada no disco. A potencia cruzada estimada partir desta
media são referidas como um bloco.
Durante a aquisição é possível inspecionar “em tempo real” as séries temporais
(rejeitando ou aceitando-as), verificar os parâmetros utilizados na interpretação (resistividade
aparente, coerências, strike). O monitoramento durante a aquisição é essencial para uma boa
coleta de dados.
A configuração da estação MT é mostrada na Figura 5.2, onde as direções dos
dispositivos de medidas são orientadas para as direções geomagnéticas com a direção x orientada
44

para o norte magnético e a direção y orientada para o leste magnético. Elas podem também estar
orientadas nas direções opostas, sendo este fato informado nos parâmetros de entrada para
aquisição dos dados. Os sensores elétricos são enterrados em buracos onde é adicionada uma
argila na forma de lama à base de bentonita, que tem propriedade de reter a umidade por longos
tempos, permitindo um bom contato dos eletrodos com o solo. Os sensores magnéticos são
orientados e nivelados.
Algumas precauções devem ser respeitadas para uma boa aquisição de dados, conforme
descrito abaixo:
- Evitar a proximidade da estação MT de linhas de transmissão, tubulações metálicas, estradas de
ferro, cerca de arame, bombas de irrigações, tráfico de carros, pedestres e animais.
- O local da estação deve ser plano e distante de relevos abruptos.
Figura 5.2-Esquema de montagem do sistema de aquisição MT. Compilado de Figueiredo (1997).
5.2- Aquisição de dados TEM.
Os dados TEM foram adquiridos com o equipamento SIROTEM MK3 da
Geoinstruments (Austrália), sendo utilizados loops de 50m colocados no lugar das estações MT e
com os fios colocados na mesma direção das medidas MT (referenciadas às direções magnéticas).
Foram utilizadas duas configurações in loop e single loop:
45

• A configuração in loop consiste em utilizar o loop como transmissor e bobinas como
receptor. Está colocada no centro do loop e são adquiridas medidas nas três direções x, y e
x.
• A configuração single loop consiste em utilizar o loop como transmissor e receptor
(quando a fonte está desligada), sendo adquirida apenas a componente Z. Esta
configuração possui um alcance maior em profundidade quando comparado com a
configuração in loop.
Neste trabalho, as medidas de resistividade provenientes do método TEM, foram utilizadas como
base para correção estática.
46

6- Processamento dos dados.
Para determinação dos parâmetros MT (resistividade aparente e fase em função da
freqüência), utilizou-se o programa de processamento robusto de Egbert & Eisel (2000) e o
processamento pelo método dos mínimos quadrados, com o progama da EMI. Uma comparação
entre os dois métodos é apresentada no anexo A e na Figura 6.1 (item 6.2).
A estimativa do strike geoelétrico foi obtida através da técnica de Groom & Bailey
(1989). A correção estática foi feita utilizando a técnica de deslocamento da curva para as curvas
de resistividade obtidas pelo método (TEM), como descrito por Sternberg et al. (1988).
6.1- Estimativa dos elementos do tensor impedância.
A técnica utilizada até o final da década de 80 para determinação dos elementos do tensor
impedância é a técnica dos mínimos quadrados descrita por diversos autores (Swift, 1967; Sims
et al., 1971; Vozoff, 1972; Hermance, 1973; Gundel, 1977; Kao & Rankin, 1977; Goubau et al.,
1978; Kroger et al., 1983). A implementação de referência remota para estimativa do tensor
impedância foi proposta por Gamble et al. (1979 a, b). Esta técnica consiste em medir
simultaneamente dos conjuntos de dados em duas estações distintas, para corrigir erros
tendenciosos devido a ruídos localizados. Jupp (1978) e Park & Chave (1984), propuseram o uso
da técnica de decomposição de valor singular (SVD). Eggers (1982) propôs a formulação de “auto
estado”. O uso da estatística robusta para a função transferência geomagnética foi proposta por
Egbert & Booker (1986). Chave et al. (1987) propôs estimativa robusta para função
transferência, coerência e espectro de potência.
Como já mencionado o tensor impedância é dado pela relação dos campos elétricos e
magnéticos na seguinte forma.
r r
E(
ω ) = Z(
ω)
H , eq-6.1
em que:
⎛ Z xx Z xy ⎞
Z( ω ) = ⎜ ⎟ , eq-6.2
⎜ ⎟
⎝ Z yx Z yy ⎠
47

obtendo-se:
E ( w)
= Z ( w)
H ( w)
+ Z ( w)
H ( ω)
, eq-6.3
x
xx
x
xy
y
E ( w)
= Z ( w)
H ( w)
+ Z ( w)
H ( ω)
. eq-6.4
y
yx
x
yy
y
A maneira convencional de resolver a equação da impedância é assumi-la constante sobre
uma banda, o qual é fisicamente razoável se a banda é suficientemente estreita. Em cada banda,
cada equação tem potências cruzadas (de diferentes índices), dando os pares de equação tal como:
E x x
xx x x
xy y x
∗
∗
( w)
H ( w)
= Z ( w)
H ( w)
H ( w)
+ Z ( w)
H ( ω)
H ( w)
E x y
xx x y
xy y y
∗
∗
( w)
H ( w)
= Z ( w)
H ( w)
H ( w)
+ Z ( w)
H ( ω)
H ( w)
*
*
, eq-6.5
. eq-6.6
Mais duas equações são obtidas pela multiplicação dos complexos conjugados de H na
equação 6.4 e mais quatros equações pela multiplicação dos conjugados de E. No total, obtemos
oito equações para determinar os elementos do tensor impedância. As partes imaginárias e reais
de cada Z são encontradas pela solução de pares de equações como as equações 6.5 e 6.6. Como
exemplo temos para Zxx.
E
H
x
x
x
H
H
*
x
*
x
*
x
H
H
y
y
y
H
H
*
x
*
*
E x H y H y H y
Z xx = . eq-6.7
H H H H
*
x
*
x
Existe a possibilidade de usar as equações 6.3 e 6.4, para estimar os elementos do tensor
impedância. Entretanto como as medidas do campo E estão mais sujeitas a ruídos, torna-se mais
confiável determinar os elementos do tensor impedância pelas equações 6.5 e 6.6, as quais
utilizam H multiplicando as equações 6.3 e 6.4 .
48

6.1.1- Estimativas dos elementos do tensor impedância através do processamento pelo
método dos mínimos quadrados.
As estimativas das resistividades do interior da Terra são obtidas a partir dos elementos do
tensor impedância, como visto no capítulo 4. A equação 6.1 nos dá uma relação linear que é
justificada se a fonte do campo são ondas planas de extensão horizontal infinita. Na realidade a
suposição de onda plana é apenas uma aproximação, além do que as medidas dos campos são
contaminadas por erros. O problema torna-se estatístico. Em geral, a estimativa é feita pelos
métodos dos mínimos quadrados. A presença de erro nas medidas torna a equação 6.1 em:
r r
E ( ω ) = Z(
ω)
H + e . eq-6.8
O procedimento de estimativa da impedância pelo método dos mínimos quadrados
consiste em minimizar os erros dos dados nas estimativas. A estimativa dos mínimos quadrados
(MQ), referida como norma L2, tem a seguinte forma:
∑ i
2
( ˆ − Y ) = minimo
Y , eq-6.9
i
i
sendo Y e respectivamente o valor esperado e observado de uma função linear. Aplicando a
ˆ Y
i
norma MQ na equação 6.2
∑
i,
j
i
2
( ω ) H ( ) → 0
E ( ω ) − Zˆ
ω , eq-6.10
i
∑ i
ij
2
j
em que → 0 , eq-6.11
ei
sendo Zˆ
( ω)
a estimativa do tensor impedância.
Na aplicação dos métodos dos mínimos quadrados supõe-se que os erros apresentem uma
distribuição Gaussiana. Egbert & Booker (1986) mostram que esta suposição nem sempre é
válida para dados MT. O número significativo de outliers, em MT, provoca distribuições com
caudas longas destruindo a suposição de distribuição Gaussiana.
Um modo de tentar reduzir a influência de outliers é atribuir pesos na estimativa MQ.
Assim, a equação 6.10 toma a seguinte forma:
49

∑
2
( ω ) H ( ) → 0
2
w = ∑ ( ) − ˆ
iei
wi
Ei
ω Z ij j ω , eq-6.12
i,
j
na qual os pesos são proporcionais a
i
1 σ
2
2
w , onde é a variância do ruído.
6.1.2- Estimativas do tensor impedância através do processamento robusto.
A equação 6.8 considera implicitamente que fontes externas são espacialmente
uniformes e inclui a colocação do ruído em uma maneira simples. Esta aproximação simples pode
ser violada de uma forma catastrófica em dados ruidosos, produzindo estimativas fortemente
tendenciosas ou bastante oscilatórias. (Egbert & Livelybrooks, 1996).
A quebra da norma L2 (least squares) de estimativa da impedância pode ser vista por
insuficiências fundamentais do modelo simples da equação 6.8:
1- O modelo de estatística linear é apropriado para casos onde o ruído é restrito aos canais
elétricos, enquanto os canais magnéticos são observados sem erro. A violação desta suposição
resulta numa dependência tendenciosa na estimativa na amplitude da impedância. Para evitar o
erro tendencioso pode –se utilizar o método de referência remota (RR).
2- A aplicação da norma L2 implica em supor uma distribuição gaussiana para o erro na equação
6.8. Esta suposição freqüentemente falha para dados MT por causa da não estabilidade tanto do
sinal como do ruído. A distribuição gaussiana de erros no domínio da freqüência é bastante
distorcida ou contaminada por outliers.
Esforços para uma melhor estimativa do tensor impedância foram baseados em algumas
estimativas ponderadas na coerência (CWE) (Stodt, 1983 e 1986; Jones & Jodicke, 1984).
Também a estimativa M (RME) (Huber, 1981) foi adaptada para produzir estimativas do tensor
impedância que são robustas para as violações ou suposições das distribuições e resistentes a
outliers.
As normas RME e CWE são estimativas ponderadas da norma LS (least squares). O
processamento inicia-se com a divisão da série temporal em uma seqüência de curtos segmentos
de dados, às quais é aplicada, a transformada de Fourier. A combinação de bandas de freqüência
média produz séries de I vetores de dados complexos identificados, com freqüências fixas (ω ).
σ
50

A impedância é estimada pela minimização ponderada da soma dos quadrados residuais. Para a
componente x do campo elétrico tem-se:
I
∑
i=
1
(
)
2
w E + Z H + Z H , eq-6.13
i
xi
xx
xi
sendo wi
o peso determinado pelos dados.
xy
yi
Para o RME, os pesos são determinados iterativamente a partir da normalização residual.
O peso usado por Egbert a Booker (1986) e Chave et al. (1987) é
i
⎪⎧
1 se ri
≤ 1.
5,
w i = ⎨
eq-6.14
⎪⎩ 1.5/ ri
se ri
> 1.
5,
[ E xi−(
Z xxH
xi Z xy H yi ) ]
σˆ
r =
+
em que σˆ e uma estimativa de escala de erro típica.
, eq-6.15
Para o CWE, a seqüência de I vetores de coeficientes de Fourier é dividida em M grupos
temporalmente contínuos. Para cada grupo, a coerência múltipla padrão entre e H r
2
E é
pm x
2
computada. Pesos são determinados como função de p , com alta coerência nos segmentos de
dados determinando grandes pesos.
O RME pode ser severamente mais tendencioso do que a norma L2 quando a taxa
sinal/ruído é baixa (como às vezes observados na banda morta ou na presença de ruído cultural).
Uma utilização de um esquema híbrido RME/CWE foi desenvolvida por Egbert &
Livelybrooks (1996). Neste método ocorre uma seleção preliminar de dados baseada na
coerência. Após os segmentos serem eliminados, o RME é aplicado para o conjunto de alta
coerência.
6.2- Processamento Robusto.
No inicio do processamento dos dados MT, foram utilizados o processamento robusto
(Egbert & Eisel, 2000) e o de mínimos quadrados (Software do EMI), para os dados do perfil
m
51

Jaicós, com o objetivo de definir o melhor método para o processamento dos dados. A
comparação dos resultados está apresentada na forma de pseudoseções (Figura 6.1 ) e de gráficos
(Anexo A).
O resultado do processamento robusto mostra curvas mais contínuas (observada nas
curvas de sondagem do Anexo A) e mais suaves (pseudoseções da Figura 6.1) do que o resultado
do processamento pelos métodos dos mínimos quadrados. Este fato determinou a escolha do
processamento robusto de Egbert & Eisel (2000) para estimativa do tensor impedância e
determinação das resistividades neste trabalho. O resultado do processamento robusto não
eliminou a presença de outliers na faixa de freqüência na região em torno da freqüência 60 Hz
(ruído cultural) e nas freqüências da banda morta, porém melhorou os resultados em relação ao
processamento pelo método dos mínimos quadrados.
O processamento robusto de Egbert & Eisel (2000) permite o uso da coerência no
processamento, como descrito no item 6.1.2. Quando a coerência estava abaixo de 0.6, a
estimativa robusta, que utilizava como parâmetro a coerência, provocou um aumento na presença
de outliers. Este fato deve estar relacionado à utilização de poucos segmentos, definidos por uma
seleção baseada na alta coerência. No processamento robusto, para estes casos, não se utilizou a
coerência como parâmetro na estimativa, pois a qualidade dos dados melhora sensivelmente.
O resultado deste processamento robusto, para os 3 perfis, é apresentado nas Figuras 6.2
a 6.4 em gráficos de resistividade e fase. As seções corrigidas de efeito estático são apresentadas
na seção 6.5.
52

Log (frequencia)
Log (frequencia)
Log (frequencia)
Log (frequencia)
2
0
2
0
Processamento pelo método dos minimos quadrados. Perfil Jaicós
Log ( resistividade apar. direção x )
Log ( resistividade apar. direção y )
Estação
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9 1 2 3 4 5 6 7 8 9
-2 -2
0 5 10
Distancia
15 20
Fase. (direção x)
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9
-2
0 5 10
Distancia
15 20
2
0
4.2
4
3.8
3.6
3.4
3.2
3
2.8
2.6
2.4
2.2
2
1.8
1.6
1.4
1.2
1
0.8
0.6
0.4
0.2
0
90
85
80
75
70
65
60
55
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
Log (frequencia)
Log (frequencia)
2
0
-2
0 5 10
Distancia
15 20
2
0
Fase. (direção y)
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9
-2
0 5 10
Distancia
15 20
Processamento pelo método robusto. Perfil Jaicós
Log ( resistividade apar. direção x )
Log ( resistividade apar. direção y )
Estação
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9 1 2 3 4 5 6 7 8 9
-2
0 5 10
Distancia
15 20
2
0
Fase. (direção x)
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9
-2
0 5 10
Distancia
15 20
4.2
4
3.8
3.6
3.4
3.2
3
2.8
2.6
2.4
2.2
2
1.8
1.6
1.4
1.2
1
0.8
0.6
0.4
0.2
0
90
85
80
75
70
65
60
55
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
Log (frequencia)
Log (frequencia)
2
0
-2
0 5 10
Distancia
15 20
2
0
Fase. (direção y)
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9
-2
0 5 10
Distancia
15 20
Figura 6.1- Pseudoseções de resistividade e fase para o perfil Jaicós, mostrando os resultados do
processamento robusto (Egbert & Eisel, 2000) e mínimos quadrados (Software do EMI)..
53

Log (frequencia)
Log (frequencia)
22
11
00
Processamento pelo método robusto. Perfil Itainópolis
Log ( resistividade apar. direção x )
Log ( resistividade apar. direção y )
Estação
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
-1
00 10 20
Distancia
30 40
2
1
0
Fase. Direção x
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
-1
0 10 20 Distancia
30 40
4.2
4
3.8
3.6
3.4
3.2
3
2.8
2.6
2.4
2.2
2
1.8
1.6
1.4
1.2
1
0.8
0.6
0.4
0.2
0
90
85
80
75
70
65
60
55
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
Log (frequencia)
Log (frequencia)
2
1
0
-1
0 10 20
Distancia
30 40
2
1
0
Fase. Direção y
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
-1
0 10 20 Distancia
30 40
Figura 6.2- Pseudoseções de resistividade e fase para o perfil Itainópolis, mostrando os resultados
do processamento robusto (Egbert & Eisel, 2000).
54

Log (frequencia)
Log (frequencia)
2
0
Processamento pelo método robusto. Perfil Jaicós
Log ( resistividade apar. direção x )
Log ( resistividade apar. direção y )
Estação
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9 1 2 3 4 5 6 7 8 9
-2
0 5 10
Distancias
15 20
2
0
Fase. (direção x)
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9
-2
0 5 10
Distancias
15 20
4.2
4
3.8
3.6
3.4
3.2
3
2.8
2.6
2.4
2.2
2
1.8
1.6
1.4
1.2
1
0.8
0.6
0.4
0.2
0
90
85
80
75
70
65
60
55
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
Log (frequencia)
Log (frequencia)
2
0
-2
0 5 10
Distancias
15 20
2
0
Fase. (direção y)
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9
-2
0 5 10
Distancias
15 20
Figura 6.3- Pseudoseções de resistividade e fase para o perfil Jaicós, mostrando os resultados do
processamento robusto (Egbert & Eisel, 2000).
55

Log (frequencia)
Log (frequencia)
2
1
0
Processamento pelo método robusto. Perfil Monsenhor Hipólito.
Log ( resistividade apar. direção x )
Log ( resistividade apar. direção y )
1 2 3
Estação
4 5 6 7 8 9 1 2 3
Estação
4 5 6 7 8 9
-1
0 10 20 30 Distancia
40 50
2
1
0
Fase. direção x
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9
-1
0 10 20 30 Distancia
40 50
4.2
4
3.8
3.6
3.4
3.2
3
2.8
2.6
2.4
2.2
2
1.8
1.6
1.4
1.2
1
0.8
0.6
0.4
0.2
0
90
85
80
75
70
65
60
55
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
Log (frequencia)
Log (frequencia)
2
1
0
-1
0 10 20 30 Distancia
40 50
2
1
0
Fase. direção x
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9
-1
0 10 20 30 Distancia
40 50
Figura 6.4- Pseudoseções de resistividade e fase para o perfil Monsenhor Hipólito, mostrando os
resultados do processamento robusto (Egbert & Eisel, 2000).
56

Log (resistividade (ohm.m))
Log (resistividade (ohm.m))
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
-10
-20
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s))
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s) )
90
80
70
Estação IP01
pxy
pyx
Log (periodo (s) )
Ph xy
Ph yx
Estação IP06
pxy
pyx
Ph xy
Ph yx
60
50
40
30
20
10
0
-10
-20
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s))
Log (resistividade (ohm.m))
Log (resistividade (ohm.m))
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
-10
-20
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s))
100000
10000
Fase (Ph)
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s) )
90
80
70
60
Estação IP02
pxy
pyx
Log (periodo (s) )
Ph xy
Ph yx
Estação IP07
pxy
pyx
Ph xy
Ph yx
50
40
30
20
10
0
-10
-20
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s))
Log (resistividade (ohm.m))
Log (resistividade (ohm.m))
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
-10
-20
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s))
100000
10000
Fase (Ph)
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s) )
90
80
70
Estação IP03
pxy
pyx
Log (periodo (s) )
Ph xy
Ph yx
Estação IP08
pxy
pyx
Ph xy
Ph yx
60
50
40
30
20
10
0
-10
-20
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s))
Log (resistividade (ohm.m))
Log (resistividade (ohm.m))
Fase (Ph)
100000
10000
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s) )
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
-10
-20
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s))
100000
10000
Fase (Ph)
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s) )
90
80
70
Estação IP04
pxy
pyx
Ph xy
Ph yx
Estação IP09
pxy
pyx
Ph xy
Ph yx
60
50
40
30
20
10
0
-10
-20
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s))
Log (resistividade (ohm.m))
Log (resistividade (ohm.m))
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s) )
90
80
Ph xy
70
60
50
40
30
20
10
0
-10
Ph yx
-20
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s))
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s) )
90
80
70
Estação IP05
pxy
pyx
Estação IP010
pxy
pyx
Ph xy
Ph yx
60
50
40
30
20
10
0
-10
-20
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s))
Figura 6.5- Gráficos de resistividade aparente e fase do perfil Itainópolis (processamento robusto de Egbert & Eisel (2000)).
57

Log (resistividade (ohm.m))
Log (resistividade (ohm.m))
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
-10
-20
-30
-40
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
90
80
70
60
Estação JC01
pxy
pyx
Log (periodo s )
Ph xy
Ph yx
Log (periodo s)
Estação JC06
pxy
pyx
Log (periodo s )
Ph xy
Ph yx
50
40
30
20
10
0
-10
-20
-30
-40
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo s)
Log (resistividade (ohm.m))
Log (resistividade (ohm.m))
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
90
80
70
60
100000
Fase (Ph)
50
40
30
20
10
0
-10
-20
-30
-40
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
10000
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
90
80
70
60
Estação JC02
pxy
pyx
Log (periodo s )
Ph xy
Ph yx
Log (periodo s)
Estação JC07
pxy
pyx
Log (periodo s )
Ph xy
Ph yx
50
40
30
20
10
0
-10
-20
-30
-40
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo s)
Log (resistividade (ohm.m))
Log (resistividade (ohm.m))
Fase (Ph)
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
90
80
70
60
100000
10000
50
40
30
20
10
0
-10
-20
-30
-40
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
1000
100
10
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Estação JC03
pxy
pyx
Log (periodo s )
Ph xy
Ph yx
Log (periodo s)
Estação JC08
pxy
pyx
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo s )
-10
-20
-30
-40
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
0
Log (periodo s)
Ph xy
Ph yx
Log (resistividade (ohm.m))
Log (resistividade (ohm.m))
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
-10
-20
-30
-40
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
90
80
70
60
Estação JC04
pxy
pyx
Log (periodo s )
Ph xy
Ph yx
Log (periodo s)
Estação JC09
pxy
pyx
Log (periodo s )
Ph xy
Ph yx
50
40
30
20
10
0
-10
-20
-30
-40
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo s)
Figura 6.6 - Gráficos de resistividade aparente e fase do perfil Jaicós (processamento robusto de Egbert & Eisel (2000)).
Log (resistividade (ohm.m))
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
90
80
70
60
Estação JC05
pxy
pyx
Log (periodo s )
Ph xy
Ph yx
50
40
30
20
10
0
-10
-20
-30
-40
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo s)
58

Log (resistividade (ohm.m))
Log (resistividade (ohm.m))
Fase (Ph)
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
1000
0
1E-3 0.01 0.1 1 10
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s) )
100
50
0
-50
-100
Estação MH01
pxy
pyx
Log (periodo (s) )
Ph xy
Ph yx
Log (periodo (s))
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (resistividade (ohm.m))
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
10000
1000
0
1E-3 0.01 0.1 1 10
100
10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Estação MH02
pxy
pyx
Log (periodo (s) )
Ph xy
Ph yx
Log (periodo (s))
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
0
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (resistividade (ohm.m))
10000
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
10000
1000
0
1E-3 0.01 0.1 1 10
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Estação MH03
pxy
pyx
Log (periodo (s) )
0
1E-3 0.01 0.1 1 10
10000
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
10000
0
1E-3 0.01 0.1 1 10
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Estação MH04
Estação MH06 Estação MH07 Estação MH08 Estação MH09
pxy
pyx
Ph xy
Ph yx
Log (periodo (s))
Log (resistividade (ohm.m))
Fase (Ph)
pxy
pyx
Log (periodo (s) )
Ph xy
Ph yx
Log (periodo (s))
Log (resistividade (ohm.m))
Fase (Ph)
Fase (Ph)
Ph xy
Ph yx
Log (periodo (s))
pxy
pyx
Log (periodo (s) )
Ph xy
Ph yx
Log (periodo (s))
Log (resistividade (ohm.m))
Log (resistividade (ohm.m))
Fase (Ph)
Fase (Ph)
pxy
pyx
Log (periodo (s) )
Ph xy
Ph yx
Log (periodo (s))
pxy
pyx
Log (periodo (s) )
Ph xy
Ph yx
0
1E-3 0.01 0.1
Log (periodo (s))
Log (resistividade (ohm.m))
10000
Fase (Ph)
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Estação MH05
pxy
pyx
Log (periodo (s) )
Ph xy
Ph yx
0
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s))
Figura 6.7- Gráficos de resistividade aparente e fase do perfil Monsenhor Hipólito (processamento robusto de Egbert & Eisel (2000)).
59

6.3- Método de estimativa do strike geoelétrico (Groom & Bailey).
Um breve relato da decomposição do tensor impedância, na presença de distorção
galvânica local 3D, para determinar o strike geoelétrico é descrita abaixo (Groom & Bailey,
1989).
Experimentalmente, a determinação do tensor impedância não ocorre para uma
situação teórica 2D. Não existe rotação dos eixos de coordenada tal que os elementos da
diagonal principal do tensor impedância sejam ambos exatamente iguais a zero. Este fato
ocorre devido:
1-presença de erros nos dados no caso de indução 1D ou 2D.
2-devido à indução 3D.
3-devido à indução 1D ou 2D acoplada com o efeito de distorção telúrica galvânica.
Numa situação ideal de uma Terra com estrutura regional de condutividade
bidimensional (2D), com os dados rotacionados para direção de strike, o tensor de
impedância que relaciona os campos elétricos e magnéticos é dado por:
⎡0
⊥
Er = ZHr
= ⎢
Z 0
⎥
// ⎦
⎣
Z
⎤
H . eq-6.16
r
Larsen (1977), supondo uma terra estratiforme com heterogeneidades na camada
superior, propôs que o tensor impedância representativo da camada seria distorcido pela
heterogeneidade tal que:
⎡C
= ⎢
⎣C
C
⎤ 0
⎥
⎦ ⎣
11 12 ⎡ ⊥ ⎤
Z = CZ n
21 C
⎢
22 Z 0
⎥
//
Z
⎦
, eq-6.17
em que Zn é o tensor impedância para uma situação ideal e C é a matriz distorção, que pode
ser escrita como o produto de 3 operadores básicos e um fator escalar de ganho.
C = gTSA
, eq-6.18
na qual g é o site gain, S é o parâmetro shear, T é o parâmetro twist e a A é a anisotropia. O
fator escalar g é necessário devido à normalizações que coloca o produto TSA com um valor
diferente de C. As características dos outro elementos da decomposição são:
60

1- Twist - rotaciona os vetores do campo elétrico de um ângulo no sentido horário.
2- Shear- desenvolve a anisotropia nos eixos que dividem no meio os eixos principais da
estrutura regional. A máxima variação angular ocorre quando o vetor sobre o qual o operador
é aplicado está alinhado com os eixos principais. Ele é caracterizado por um ângulo, assim
como o twist.
3-Anisotropia- separa as 2 componentes principais do campo elétrico por diferentes fatores.
Uma anisotropia é então gerada devido às distorções e adicionada à anisotropia já existente no
tensor de impedâncias regional 2D.
A decomposição produz 8 parâmetros que são: partes reais e imaginárias da maior e
menor impedância, respectivamente a e b, os strikes regional θ e local, os ângulo de twist e
shear.
6.4- Determinação do strike geoelétrico utilizando os parâmetros de Groom Bailey (GB)
e Tipper.
Encontram-se descritos na literatura procedimentos e exemplos de determinação do
strike geoelétrico, utilizando os parâmetros de Groom Bailey (1989). Podemos citar os
trabalhos de Groom et al. (1993) e Jones & Groom (1993). A técnica utilizada foi a do
histograma para a determinação de um único valor de strike regional para cada perfil. Esta
técnica foi utilizada por Figueiredo (1997) e Lima (2000).
Neste trabalho a técnica de Groom & Bailey (1989), só foi usada para a determinação
do strike geoelétrico não foi realizada correção das distorções. A idéia de obter-se um valor
de strike para cada perfil tem como objetivo uma orientação para uma mesma direção. Em
alguns casos, para esta situação, um perfil necessita ser dividido em dois ou mais devido a
grande variação do strike ao longo dele. Para retirada da ambigüidade do strike utilizou-se o
strike geológico e o Tipper. O Tipper foi obtido dos resultados preliminares de campo através
do processamento pelo método dos mínimos quadrados (software do EMI).
No perfil Itainópolis o Tipper (Figura 6.8) apresenta suas maiores freqüência entre –
70 o e ––80 o indicando o strike geoelétrico próximo à direção N-S e outra concentração menor
em torno de 20 o . O strike regional GB (Figura 6.9) apresenta as maiores freqüências de
ocorrência em torno de 60 o com uma outra menor concentração em –65 o . O valor de strike
o o
geoelétrico 60 , considerando a declinação magnética de –22 , está aproximadamente de
acordo com o strike geológico de 50 o graus com uma discrepância ao redor de 10 o . O valor de
60 o foi o valor de strike geoelétrico utilizado neste perfil.
61

30
20
10
0
40
20
0
Perfil Itainópolis
Histograma de STRIKE TIPPER
-80 -60 -40 -20
Tipper
0 20 40 60 80
Figura 6.8- Histograma de Tipper do perfil Itainopólis.
Perfil Itainópolis
Strike regional gb
-80 -60 -40 -20 0
Strike
20 40 60 80
Figura 6.9- Histograma de strike regional GB do perfil Itainópolis.
No perfil Jaicós o Tipper apresenta suas maiores freqüências em torno de -50 o
indicando um strike geoelétrico na ordem de 40 o e outra concentração em torno de 18 o (Figura
6.10). O strike regional GB dois pontos de maiores freqüências em –30 o e 40 o (Figura 6.11).
62

O strike geoelétrico de 40 o observado no histograma para este perfil coincide com a indicação
do Tipper e não está de acordo com o strike geológico de 50 o para região (levando em
o o
consideração a declinação magnética de –22 da região). Considerando a ambigüidade de 90
em cima do strike de –30 o temos um strike geoelétrico na ordem de 60 o próximo do strike
o o
geológico de cerca de 50 . O strike geoelétrico adotado para este perfil foi o de 60 .
60
40
20
0
Perfil Jaicos
Histograma de STRIKE TIPPER
-80 -60 -40 -20 0 20 40 60 80
Tipper
Figura 6.10- Histograma de Tipper do perfil Jaicós.
63

40
20
0
Perfil Jaicós
Strike regional gb
-80 -60 -40 -20 0
Strike
20 40 60 80
Figura 6.11- Histograma de strike regional GB do perfil Jaicós.
No perfil Monsenhor Hipólito há duas concentrações de Tipper (Figura 6.12) em –65 o
e 15 o indicando strikes geoelétrico nas direções de 25 o e –75 (Figura 6.8). Nesta região,
ocorrem duas direções de strike geológico nas direções –50 e 70 o que explicam as duas
direções do Tipper. O strike regional GB apresenta suas maiores concentrações em torno de
o o
e outra em torno de 30 (Figura 6.13). Considerando o strike –30 como um strike
-30 o
geoelétrico e levando em conta a declinação magnética da região (-22 o ) este strike
apresentaria uma discrepância com o strike geológico (-50 o ) em torno de 2 o . O strike
geoelétrico utilizado neste perfil foi o de 30 o , o que pode estar indicando um strike geológico
de 8 o próximos à direção dos contatos geológicos dos sedimentos da bacia. Este strike
também pode estar refletindo a estruturação definida para a região pelos strikes geológico de
–50 e 70 o . O strike geoelétrico de 30 o foi escolhido para este perfil, pois aproximadamente
concorda com o strike swift da ordem de 20 o (Figura 6.14).
64

20
10
0
Perfil Monsenhor Hipólito
Histograma de STRIKE TIPPER
-80 -60 -40 -20 0 20 40 60 80
Tipper
Figura 6.12- Histograma de Tipper do perfil Monsenhor Hipólito.
20
15
10
5
0
Perfil Mosenhor Hipólito
Strike regional gb
-80 -60 -40 -20 0
Strike
20 40 60 80
Figura 6.13- Histograma de strike regional GB do perfil Monsenhor Hipólito.
65

20
10
0
Perfil Mosenhor Hipólito
Strike Swift
-80 -60 -40 -20 0
Strike
20 40 60 80
Figura 6.14- Histograma de strike Swift do perfil Monsenhor Hipólito
6.5- Metodologia de preparação dados e correção da deriva estática para a inversão.
Utilizaram-se três etapas para preparação dos dados de resistividade aparente e fase
para inversão:
1- na primeira etapa, os elementos do tensor impedância dos perfis Itainópolis, Jaicós e
Monsenhor Hipólito foram rotacionados para a direção de strike geoelétrico, respectivamente,
de -30 o
, -30 o e 30 o .
2- na segunda etapa foram analisadas as curvas de resistividades aparente e fase retirando os
outliers. A retirada dos outliers suaviza as curvas de resistividades e fase, em formas
adequadas para uma boa inversão. Os outliers retirados estavam em sua grande maioria na
faixa de freqüência do ruído cultural e da banda morta.
3- na terceira etapa foi realizada a correção estática para cada estação. O método
utilizado foi o de deslocamento da curva. Para o deslocamento das curvas de resistividade
aparente utilizaram-se as curvas de resistividade aparente obtidas pelo método TEM como
base para correção. Esta metodologia para correção estática foi proposta por Sternberg et al.
(1988).
Para realizar o deslocamento das curvas de resistividade do método MT para as do
TEM e por conseguinte realizar a correção estática é necessário ter uma comparação entre as
66

curvas de resistividades nas mesmas profundidades. Sternberg et al, (1988) utilizaram com a
profundidade de investigação (“skin depth”) para o método MT, que é dada pela equação
6.19, e para método TEM, dada pela equação 6.20. A relação entre f e t para os métodos MT
e TEM para uma mesma profundidade é da ordem de 200, com a freqüência em Hz e o t em
ms. Este fator deve ser considerado na comparação das curvas de resistividade para ambos os
métodos, para poder comparar as resistividades na mesma profundidade de investigação. O
programa utilizado neste trabalho foi o Lemix (desenvolvido por E. Ulugergerli & L.
Montagne, quando visitantes no ON no ano 2000), o qual aplica a correção acima e
disponibiliza uma fácil correção para a deriva estática utilizando dados MT e TEM. A Figura
6.15 mostra a correção estática para 2 estações utilizando o programa Lemix.
)
z = 2 (σμϖ , eq-6.19
z = 1.
28 t . eq-6.20
σμ
67

Figura 6.15 – Correção estática para duas estações, uma localizada no embasamento cristalino e outra localiza na bacia
sedimentar.
68

Os resultados finais dos dados para a inversão estão apresentados na forma
pesudoseções de resistividades e fase (Figuras 6.16 a 6.18) e na forma de curvas de
resistividades e fase (Figuras 6.19 a 6.21).
As pseudo-seções de resistividade e fase calculada e observada para os perfis (Figura
6.16 a 6.18) mostram que em geral os modos TE e TM apresentam tendência a estruturas
verticais, que devem estar relacionadas a uma estruturação da região por falhas.
sugerem:
As curvas de resistividade para os modos TE e TM dos perfis (Figuras 6.19 a 6.21)
1- estruturas predominantemente 1D para períodos baixos, demonstrado pela proximidade
dos valores de resistividade nas curvas TE e TM;
2- estruturas 2D ou 3D para períodos mais elevados, onde as curvas de resistividade TE e
TM apresentam diferentes valores de resistividade.
O modelo 1D é adequado para definir uma estruturação horizontal da variação da
resistividade, tal com podem apresentar bacias sedimentares. Entretanto, a presença de uma
bacia sedimentar estruturalmente complexa (estrutura de borda da bacia ou estruturas do
embasamento da bacia falhado) pode estabelecer estruturas 2D a 3D numa bacia.
O modelo que parece ser mais adequado para área deste trabalho na bacia do Parnaíba
é de uma bacia com a presença de falhas do embasamento, na proximidade da borda da bacia.
Desse modo, a utilização de um algoritmo de inversão 1D se justificaria em porções próximas
a superfície e distantes da borda da bacia. Este fato não acontece na região em estudo, sendo
mais adequado, portanto o emprego de inversões 2D a 3D para o conjunto de dados.
69

Log (frequencia)
Log (frequencia)
2
1
0
Processamento pelo método robusto, correção estática
e rotação para o angulo de strike. Perfil Itainópolis.
Log (resistividade apar. do modo TE)
Log (resistividade apar. do modo TM)
Estação
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
-1
0 10 20
Distancia
30 40
2
1
0
-1
0 10 20 Distancia
30 40
4.2
4
3.8
3.6
3.4
3.2
3
2.8
2.6
2.4
2.2
2
1.8
1.6
1.4
1.2
1
0.8
0.6
0.4
0.2
0
Log (frequencia)
2
1
0
-1
0 10 20 Distancia
30 40
Fase do modo TE
Fase do modo TM
1 2 3
Estação
4 5 6 7 8 9 10 1 2 3
Estação
4 5 6 7 8 9 10
90
85
80
75
70
65
60
55
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
Log (frequencia)
2
1
0
-1
0 10 20
Distancia
30 440
0
Figura 6.16- Pseudoseções de resistividade e fase do perfil Itainópolis, mostrando os
resultados após o processamento robusto (Egbert & Eisel, 2000), correção estática e
orientação para a direção de strike.
70

Log (frequencia)
Log (frequencia)
2
0
Processamento pelo método robusto, correção estática
e rotação para o angulo de strike. Perfil Jaicós.
Log (resistividade apar. do modo TE)
Log (resistividade apar. do modo TM)
Estação
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9 1 2 3 4 5 6 7 8 9
-2
0 5 10
Distancia
15 20
2
0
Fase do modo TE
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9
-2
0 5 10 Distancia
15 20
4.2
4
3.8
3.6
3.4
3.2
3
2.8
2.6
2.4
2.2
2
1.8
1.6
1.4
1.2
1
0.8
0.6
0.4
0.2
0
90
85
80
75
70
65
60
55
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
Log (frequencia)
Log (frequencia)
2
0
-2
0 5 10 Distancia
15 20
2
0
Fase do modo TM
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9
-2
00 55 10 10
Distancia
15 15 20
Figura 6.17- Pseudoseções de resistividade e fase do perfil Jaicós, mostrando os
resultados após o processamento robusto (Egbert & Eisel, 2000), correção estática e
orientação para a direção de strike.
71

Log (frequencia)
Log (frequencia)
2
1
0
Processamento pelo método robusto, correção estática
e rotação para o angulo de strike. Perfil Monsenhor Hipólito.
Log (resistividade apar. do modo TE)
Log (resistividade apar. do modo TM)
Estação
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9 1 2 3 4 5 6 7 8 9
-1
0 10 20 30
Distancia
40 50
2
1
0
-1
0 10 20 30
Distancia
40 50 50
4.2
4
3.8
3.6
3.4
3.2
3
2.8
2.6
2.4
2.2
2
1.8
1.6
1.4
1.2
1
0.8
0.6
0.4
0.2
0
Log (frequencia)
2
1
0
-1
0 10 20 30 Distancia
40 50
Fase do modo TE
Fase do modo TM
Estação
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9 1 2 3 4 5 6 7 8 9
90
85
80
75
70
65
60
55
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
Log (frequencia)
2
1
0
-1
0 10 20 30 Distancia
40 50
Figura 6.18- Pseudoseções de resistividade e fase do. perfil Monsenhor Hipólito
mostrando os resultados após o processamento robusto (Egbert & Eisel, 2000), correção
estática e orientação para a direção de strike
72

Log (resistividade (ohm.m))
Log (resistividade (ohm.m))
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
1
1E-3 0,01 0,1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
100000
0
-10
1E-3 0,01 0,1 1 10
10000
Fase (Ph)
1000
100
10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Estação IP01
TM
TE
Log (periodo (s))
Ph TM
Ph TE
Log (periodo (s))
Estação IP06
TM
TE
1
1E-3 0,01 0,1 1 10
Log (periodo (s))
Ph TM
Ph TE
-10
1E-3 0,01 0,1 1 10
Log (periodo (s))
Log (resistividade (ohm.m))
Log (resistividade (ohm.m))
100000
10000
Fase (Ph)
1000
100
10
1
1E-3 0,01 0,1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0,01 0,1 1 10
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Estação IP02
TM
TE
Log (periodo (s))
Ph TM
Ph TE
Log (periodo (s))
Estação IP07
TM
TE
1
1E-3 0,01 0,1 1 10
Log (periodo (s))
Ph TM
Ph TE
-10
1E-3 0,01 0,1 1 10
Log (periodo (s))
Log (resistividade (ohm.m))
Log (resistividade (ohm.m))
100000
10000
Fase (Ph)
1000
100
10
1
1E-3 0,01 0,1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
100000
0
-10
1E-3 0,01 0,1 1 10
10000
Fase (Ph)
1000
100
10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Estação IP03
TM
TE
Log (periodo (s))
Ph TM
Ph TE
Log (periodo (s))
Estação IP08
TM
TE
1
1E-3 0,01 0,1 1 10
Log (periodo (s))
Ph TM
Ph TE
-10
1E-3 0,01 0,1 1 10
Log (periodo (s))
Log (resistividade (ohm.m))
Log (resistividade (ohm.m))
100000
10000
Fase (Ph)
1000
100
10
1
1E-3 0,01 0,1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0,01 0,1 1 10
100000
10000
Fase (Ph)
1000
100
10
1
1E-3 0,01 0,1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Estação IP04
TM
TE
Log (periodo (s))
Ph TM
Ph TE
Log (periodo (s))
Estação IP09
TM
TE
Log (periodo (s))
Ph TM
Ph TE
-10
1E-3 0,01 0,1 1 10
Log (periodo (s))
Log (resistividade (ohm.m))
Log (resistividade (ohm.m))
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
1
1E-3 0,01 0,1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0,01 0,1 1 10
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
1
1E-3 0,01 0,1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Estação IP05
TM
TE
Log (periodo (s))
Ph TM
Ph TE
Log (periodo (s))
Estação IP10
TM
TE
Log (periodo (s))
Ph TM
Ph TE
-10
1E-3 0,01 0,1 1 10
Log (periodo (s))
Figura 6.19- Gráficos de resistividades e fase após correção do correção estática, retirada de outliers e rotação para direção de strike.
(PERFIL ITAINÓPOLIS) .
73

Log (resistividade (ohm.m))
Log (resistividade (ohm.m))
100000
10000
Fase (Ph)
1000
100
10
TM
TE
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
90
80
70
60
50
40
30
20
10
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
Log (periodo (s))
Ph TM
Ph TE
0
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
10
90
80
70
Estação JC01
Log (periodo (s))
Estação JC06
TM
TE
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log (periodo (s))
Ph TM
Ph TE
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log (periodo (s))
Log (resistividade (ohm.m))
Log (resistividade (ohm.m))
100000
10000
Fase (Ph)
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
90
80
70
60
50
40
30
20
10
100000
10000
Fase (Ph)
1000
Estação JC02
TM
TE
Log (periodo (s))
Ph TM
Ph TE
0
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
100
10
Log (periodo (s))
Estação JC07
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
90
80
70
60
50
40
30
Log (periodo (s))
Ph TM
Ph TE
TM
TE
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log (periodo (s))
Log (resistividade (ohm.m))
Log (resistividade (ohm.m))
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
Estação JC03
TM
TE
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
90
80
70
Log (periodo (s))
Ph TM
Ph TE
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
90
80
70
Log (periodo (s))
Estação JC08
Ph TM
Ph TE
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log (periodo (s))
TM
TE
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log (periodo (s))
Log (resistividade (ohm.m))
Log (resistividade (ohm.m))
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
Estação JC04
TM
TE
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
90
80
70
Log (periodo (s))
Ph TM
Ph TE
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
Log (periodo (s))
Estação JC09
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Ph TM
Ph TE
Log (periodo (s))
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log (periodo (s))
TM
TE
Log (resistividade (ohm.m))
100000
Fase (Ph)
10000
1000
100
10
90
80
70
60
50
40
30
Estação JC05
TM
TE
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log (periodo (s))
Ph TM
Ph TE
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log (periodo (s))
Figura 6.20- Gráficos de resistividade e fase após correção da correção estática, retirada de outliers e rotação para direção de strike.
(PERFIL JAICÓS).
74

Log (resistividade (ohm.m))mH01
Log (resistividade (ohm.m))mh06
100000
Fase (Ph)mH01
10000
1000
100
10
1
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
-10
100000
10000
Fase (Ph)mh06
1000
100
10
90
80
70
60
50
40
30
Estação MH01
TE
TM
0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s))
Ph TE
Ph TM
0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s))
Estação MH06
TE
TM
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s))
Ph TE
Ph TM
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s))
Log (resistividade (ohm.m))MH02
Log (resistividade (ohm.m))mh07
100000
10000
Fase (Ph)MH02
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
TE
TM
Log (periodo (s))
Ph TE
Ph TM
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
100000
Fase (Ph)mh07
10000
1000
100
10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Estação MH02
Log (periodo (s))
Estação MH07
TE
TM
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s))
Ph TE
Ph TM
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s))
Log (resistividade (ohm.m))mh03
Log (resistividade (ohm.m))mh08
100000
10000
Fase (Ph)mh03
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
TE
TM
Log (periodo (s))
Ph TE
Ph TM
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
100000
10000
Fase (Ph)mh08
1000
100
10
Estação MH03
Log (periodo (s))
Estação MH08
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
Log (periodo (s))
Ph TE
Ph TM
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s))
TE
TM
Log (resistividade (ohm.m))mh04
Log (resistividade (ohm.m))mh09
100000
10000
Fase (Ph)mh04
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
100000
Fase (Ph)mh09
Estação MH04
TE
TM
Log (periodo (s))
Ph TE
Ph TM
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
10000
1000
100
10
Log (periodo (s))
Estação MH09
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
Log (periodo (s))
Ph TE
Ph TM
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s))
Figura 6.21- Gráficos de resistividade e fase após a correção estática, retirada de outliers e rotação para direção de strike
(PERFIL MONSENHOR HIPÓLITO).
TE
TM
Log (resistividade (ohm.m))mh05
100000
Fase (Ph)mh05
10000
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
Estação MH05
TE
TM
Log (periodo (s))
Ph TE
Ph TM
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log (periodo (s))
75

7- Inversão 2D e interpretação.
Dado um conjunto de medidas geofísicas é desejável determinar todas as informações
possíveis sobre as estruturas geológicas que estão contidas nessas medidas. No caso dos
métodos eletromagnéticos, estima-se a estrutura geoelétrica (distribuição da resistividade
elétrica com a profundidade), a qual relacionamos posteriormente a geologia.
Nos estudos de inversão, é importante distinguir entre modelagem (problema direto) e
inversão propriamente dita (ou problema inverso). Meju (1994) apresenta as descrições
abaixo para cada um desses procedimentos.
Modelagem – Conhecidas algumas informações sobre os valores de conjuntos de
parâmetros para um modelo de Terra (numero de camadas, suas resistividades e espessuras),
uma relação teórica (modelo matemático) é usada para derivar os valores de algumas
medidas quantitativas (resistividade aparente e fase).
Inversão - Conhecidas algumas informações dos valores de algumas medidas
quantitativas (medidas experimentais de campo: resistividade aparente e fase), emprega-se
uma relação teórica para derivar os valores do conjunto de parâmetros que explicam ou
reproduzem as observações de campo.
7.1- Inversão 2D.
A inversão 2D dos dados MT para estimar a estrutura geoelétrica ao longo dos perfis
medidos foi realizada utilizando o programa de inversão 2D de Mackie et al. (1997).
Este programa aplica a inversão dos dados magnetotelúricos através de simulação do
problema direto utilizando as equações para o caso 2D. A solução para o problema inverso é
um modelo m que minimiza a função S sendo dado por:
T −1
( d − F(
m)
) R ( d − F(
m)
+ )
S dd
( m)
=
τ L(
m − m , eq-7.1
em que:
0)
d = Vetor dos dados observados.
F = Operador de modelagem “forward”.
m = Modelo de vetor não conhecido.
Rdd = Matriz de erro covariante
L = Um operador linear.
= modelo a priori.
m0
2
76

τ = parâmetro de regularização.
O programa usa um operador laplaciano:
∫
2
L ( m − m ) = ( Δ(
m(
x)
− m ( x)))
dx.
, eq-7.2
0
0
em que m( x)
= log ρ(
x)
, sendo x a posição e ρ a resistividade.
8.1):
Dois algoritmos são disponíveis para minimização numérica da função S (equação
1. Inversão Gauss- Newton de matriz (GN-1).
2. Gradiente conjugado não linear (NLCG).
, m ,..., pela solução:
O algoritmo Gauss-Newton gera uma seqüência de modelos m0 1
T −1
T
1
( Aj
Rdd
Aj
L L)(
m j 1 − m j ) = − g j
na qual
+ +
τ , eq-7.3
2
Aj = derivada de Frechet de F calculada em mj
gj = gradiente de S calculado em mj
T −1
T
= 2A j Rdd
( F(
m j ) − d)
+ 2τL
L(
m j − m0
).
Este algoritmo é uma aproximação convencional usada em problemas inversos na
geofísica. Para grandes modelos e grandes conjuntos de dados, os tempos computacionais e a
memória requerida podem inibir o uso deste algoritmo.
O Gradiente conjugado não linear (NLCG) adapta diretamente para minimização de S
(equação 7.1). A seqüência de modelo é dada por
m α , eq-7.4
j+
1 = m j + j+
1h
j+
1
em que h é uma dada direção de busca.
j+
1
Para execução do programa é necessário o estabelecimento de alguns parâmetros para
inversão. Estes parâmetros estão descritos abaixo:
1. τ é um parâmetro de regularização que controla o compromisso entre ajuste aos
dados e aderência do modelo. Valores grandes provocam modelos suaves acarretando
um pior ajuste aos dados. Valores entre 3 e 300 são típicos para inversão MT.
2. Fator damping é um fator que é usado para amortecer o algoritmo de inversão Gauss-
Newton no inicio do estágio não linear da inversão. Ele é reduzido quando o
77

problema torna-se mais linear, e não é usado no algoritmo do gradiente conjugado não
linear.
3. Noise floor é o ruído de fundo para os dados. Valores percentuais maiores do que 1
são recomendáveis.
7.2- Resultado da inversão 2D.
No emprego do código de Mackie et al. (1997) para a inversão 2D dos dados MT dos três
perfis da bacia do Parnaíba, os seguintes passos foram considerados:
(i) adotou-se o meio – espaco de resistividade 100 Ω.m. como modelo inicial;
(ii) o valor escolhido para τ foi 3, valor este obtido após uma serie de tentativas entre
os limites de 3 e 300 sugeridos pelos autores;
(iii) o ruido de fundo admitido variou entre 2 e 5 %;
(iv) o número de iterações variou entre 50 a 100 para os três perfis, considerando os
sucessivos ajustes do modelo inicial.
(v) inverteu-se os modos TE e TM simultaneamente.
De um modo geral, a inversão 2D mostrou-se satisfatória na definição das estruturas
da bacia. O ajuste da inversão 2D apresentou erros médios quadráticos (Ψ 2 ) de 0,312, 0,408
e 0,218 para os perfis Monsenhor Hipólito, Jaicós e Itainópolis, respectivamente. As curvas
MT observadas e calculadas são apresentadas no anexo B e sob a forma de pseudoseções nas
Figuras 7.5 a 7.7. As seções de resistividade dos perfis nas Figuras 7.2 a 7.4.
Antes da discussão dos resultados das inversões é oportuno discutir alguns aspectos
associados com a variabilidade dos valores da resistividade elétrica para as várias litologias,
em especial os sedimentos. A tabela de Keller (1982) (Figura 7.1) mostra que os valores
acima de 1000 Ω.m de resistividade são para rochas cristalinas não intemperizadas,
conglomerado, etc. Observa-se nesta tabela uma superposição dos valores de resistividade
dos sedimentos e camadas de rochas intemperizadas. Blaricom (1988) e Griffiths & King
(1972) apresentam tabelas de variação de resistividades das rochas, nas quais o arenito pode
alcançar resistividades um pouco acima de 1000 Ω.m, embora a maior concentração das
medidas encontra-se entre 100 e 1000 Ω.m.
A melhor maneira para a definição é vincular os resultados da inversão com valores de
resistividade medidos em poços na região de estudo. Lima (2000), numa investigação da
borda sudeste da bacia do Parnaíba, atribui valores acima de 250 Ω.m para rochas do
78

embasamento. Numa investigação da borda sudeste, próximo à região em estudo, Metelo
(1999) coloca o embasamento em torno de 600 Ω.m. O Observatório Nacional, utilizando
informações geológicas de poços junto com medidas de resistividades, mostra que o
embasamento deve ter resistividades próximas de 200 Ω.m . Este valor de resistividade foi
adotado no trabalho de investigação magnetotelúrica por Meju et al. (1999), para separar
sedimentos e embasamento nos quais foram feitas modelagens com informações de perfis de
poços. As diferenças nos valores adotados nestes trabalhos, devem estar relacionadas com
diferenças nas características litológicas das unidades envolvidas. As grandes variações das
resistividades atribuídas para as rochas nas tabelas deve-se à sua dependência à um grande
numero de fatores, tais como:
• temperatura
• conteúdo de água
• condutividade da água
• tamanho do grão
• porosidade
• metamorfismo
Figura 7.1- Tabela de resistividade para rochas segundo Keller (1982). Traduzida por Dias, G.
N. A. (2001).
79

Seções de resistividade para os perfis com marcações a 300 Ω.m, 600 Ω.m e 1000
Ω.m são apresentadas no anexo C. Nestas seções observa-se que o limite de 300 Ω.m para
separar embasamento e sedimentos promove o desaparecimento geoelétrico da bacia em
regiões dos perfis Itainópolis e Jaicós
A seguir é apresentada seções geoeletricas para os perfil, adotando como base o limite
de resistividade superior de 1000 Ω.m para arenitos, conforme a tabela de resistividade de
Keller (1982). Foi realizado está escolha devido a falta de controle de poços na região de
estudo (como medidas geofísicas de resistividade) .
Nas seções geoelétrica este limite superior de 1000 Ω.m, não separa embasamento e
bacia totalmente, devido a sobreposição dos valores de resistividade entre sedimentos e rochas
do embasamento alterado. Em cada perfil é indicado: a localização (aproximada) do contato
embasamento/ bacia em superfície e o provável limite geoelétrico entre sedimento e
embasamento (amarrados a vínculos geológicos).
Nas seções geolétricas aparecem feições do tipo graben e horst que são visualizados,
entretanto sua caracterização foi omitida, devido ao espaçamento entre as estações não
permite diagnosticar estas feições.
• Perfil Itainópolis.
Na seção de resistividade do perfil Itainópolis o contato bacia/embasamento é próximo
a estação 8 (observações de campo) (Fig. 7.2), o embasamento apresenta profundidades
máxima em torno de 1100 a 1800 m, adotando o limite superior para arenitos da tabela de
resistividade de Keller (1982).
Adotado um limite de resistividade vinculado a geologia de subsuperficie para o perfil
teriamos o limite de 450 Ω.m, com as profundidades variando em torno de 400 a 1300 m.
Quanto à variação de resistividade, observa-se um aumento da resistividade com a
profundidade. Este aumento deve estar relacionado com a diminuição da quantidade de água
provocado pela pressão ou à presença de baixa porosidade relacionada à possíveis sedimentos
grosseiros mal selecionados.
Inspeções em afloramentos neste perfil indicaram a presença freqüente de camadas
areníticas com leitos conglomeráticos, também é observado a presença de matriz argilosa e
solos siltíticos à argilosos. Os sedimentos próximos às estações mais resistivas são arenitos à
conglomeráticos, com níveis de conglomerado dispostos em camadas métricas. O
embasamento na estação 9 e composto por gnaisse esporadicamente migmatítico com
intrusões de granitos félsicos à rochas de composição mais máfica. A estação 10 encontra-se
num corpo granitico. No anexo D encontram-se algumas fotos de afloramentos deste perfil.
80

Figura 7.2- Seção de resistividade do perfil Itainópolis.
• Perfil Jaicós.
No perfil Jaicós (Fig. 7.3) o contato entre a bacia e o embasamento está entre as
estações 7 e 8, bem próximo à estação 8. A profundidade do embasamento variam em torno
de 100 a 800 m, adotando o limite superior para arenitos da tabela de resistividade de Keller
(1982).
Como no perfil Itainapólis o limite de resistividade vinculado a geologia de
subsuperficie seria de 450 Ω.m para o perfil, com as profundidades variando entre 100 a 600
m.
81

Figura 7.3- Seção de resistividade do perfil Jaicós .
• Perfil Monsenhor Hipólito
No perfil Monsenhor Hipólito (Fig. 7.4) o contato geológico entre os sedimentos da
bacia e seu embasamento está entre as estações 7 e 8. A seção de resistividade mostra que o
embasamento está em torno de 500 a 700 m, adotando o limite superior para arenitos da tabela
de resistividade de Keller (1982).
Adotado um limite de resistividade vinculado a geologia de subsuperficie, o limite
geoeletrico seria de 300 Ω.m para o perfil, com as profundidades variando ao longo do perfil
em torno de 600 m. As estações 5 e 2 apresentam camadas condutivas provavelmente devido
a presença de fácies pelíticas da Formação Jaicós. Uma outra explicação estaria na presença
de água com grande quantidade de sais nestas camadas.
82

Figura 7.4- Seção de resistividade do perfil Monsenhor Hipólito.
• Correlação de informações de poços e as seções de resistividade.
A Figura 3.6 (Capitulo 3) mostra a litologia atingida nos poços cadastrados pela
CPRM. Três poços próximos ao perfil Jaicós alcançam o embasamento cristalino. Na inversão
não foi usado a profundidade dos poços como vinculo. Em dois poços próximos as estações 4
e 5 (onde ocorrem as menores profundidades no modelo geoelétrico) a profundidade do
embasamento atinge em torno de 60 m. O terceiro poço próximo a estação 3 atinge a
profundidade de 147 m, enquanto o modelo geoelétrico adotado (Figura 7.3) indica
profundidades superiores. Este fato sugere que o limite superior de resistividade dos
sedimentos para este perfil esteja em torno de 300 a 450 Ω.m. Esta possivel faixa de limite
geoeletrico para separar sedimentos e embasamento estão de acordo com o limite geoeletrico,
que separa aproximadamente bacia de embasamento em subsuperficie, considerando os três
perfis.
83

.
Log (frequencia)
Log (frequencia)
Log (frequencia)
Log (frequencia)
2
1
0
Pseudoseções de resistividade e fase observadas e calculadas.
Perfil Itainópolis
Log (resistividade observada do modo TE)
Log (resistividade observada do modo TM)
1 2 3
Estação
4 5 6 7 8 9 10 1 2 3
Estação
4 5 6 7 8 9 10
-1
0 10 20
Distancia
30 40
2
1
0
Fase observada do modo TE
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
-1
0 10 20 Distancia
30 40
2
1
0
-1
0 10 20 Distancia
30 40
2
1
0
4.2
4
3.8
3.6
3.4
3.2
3
2.8
2.6
2.4
2.2
2
1.8
1.6
1.4
1.2
1
0.8
0.6
0.4
0.2
0
90
85
80
75
70
65
60
55
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
Log (frequencia)
Log (frequencia)
2
1
0
-1
0 10 20 Distancia
30 40
2
1
0
Fase observada do modo TM
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
-1
0 10 20
Distancia
30 440
0
Log (resistividade calculada do modo TE)
Log (resistividade calculada do modo TM)
Estação
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
Fase calculada do modo TE
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
-1
0 10 20
Distancia
30 40
4.2
4
3.8
3.6
3.4
3.2
3
2.8
2.6
2.4
2.2
2
1.8
1.6
1.4
1.2
1
0.8
0.6
0.4
0.2
0
90
85
80
75
70
65
60
55
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
Log (frequencia)
Log (frequencia)
2
1
0
-1
0 10 20 Distancia
30 40
2
1
0
Fase calculada do modo TM
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
-1
0 10 20 Distancia
30 40
Figura 7.5- Pseudo-seções de resistividade e fase calculadas e observadas para o modo TE e
TM, perfil Itainópolis .
84

Log (frequencia)
Log (frequencia)
Log (frequencia)
Log (frequencia)
2
0
2
0
Pseudoseções de resistividade e fase observadas e calculadas.
Perfil Jaicós.
Log (resistividade observada do modo TE)
Log (resistividade observada do modo TM)
1 2 3 4
Estação
5 6 7 8 9 1 2 3 4
Estação
5 6 7 8 9
-2
0 5 10
Distancia
15 20
Fase observada do modo TE
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9
-2
0 5 10 Distancia
15 20
2
0
-2
0 5 10
Distancia
15 20
2
0
4.2
4
3.8
3.6
3.4
3.2
3
2.8
2.6
2.4
2.2
2
1.8
1.6
1.4
1.2
1
0.8
0.6
0.4
0.2
0
90
85
80
75
70
65
60
55
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
Log (frequencia)
Log (frequencia)
2
0
-2
0 5 10 Distancia
15 20
2
0
Fase observada do modo TM
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9
-2
0 5 10
Distancia
15 20
Log (resistividade calculada do modo TE)
Log (resistividade calculada do modo TE)
Estação
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9 1 2 3 4 5 6 7 8 9
Fase calculada do modo TE
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9
-2
0 5 10 Distancia
15 20
4.2
4
3.8
3.6
3.4
3.2
3
2.8
2.6
2.4
2.2
2
1.8
1.6
1.4
1.2
1
0.8
0.6
0.4
0.2
0
90
85
80
75
70
65
60
55
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
Log (frequencia)
Log (frequencia)
2
0
-2
0 5 10
Distancia
15 20
2
0
Fase calculada do modo TM
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9
-2
0 5 10
Distancia
15 20
Figura 7.6- Pseudoseções de resistividade e fase calculadas e observadas para o modo TE e
TM, perfil Jaicós.
85

Log (frequencia)
Log (frequencia)
Log (frequencia)
Log (frequencia)
2
1
0
Pseudoseções de resistividade e fase observadas e calculadas.
Perfil Monsenhor Hipólito.
Log (resistividade observada do modo TE)
Log (resistividade observada do modo TM)
Estação
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9 1 2 3 4 5 6 7 8 9
-1
0 10 20 30 40 50
2
1
0
Distancia
Fase observadado modo TE
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9
-1
0 10 20 30 Distancia
40 50
2
1
0
-1
0 10 20 30
Distancia
40 50
2
1
0
4.2
4
3.8
3.6
3.4
3.2
3
2.8
2.6
2.4
2.2
2
1.8
1.6
1.4
1.2
1
0.8
0.6
0.4
0.2
0
90
85
80
75
70
65
60
55
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
Log (frequencia)
Log (frequencia)
2
1
0
-1
0 10 20 30 Distancia
40 50
2
1
0
Fase observadado modo TM
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9
-1
0 10 20 30
Distancia
40 50
Log (resistividade calculada do modo TE)
Log (resistividade calculada do modo TM)
Estação
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9 1 2 3 4 5 6 7 8 9
Fase calculada modo TE
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9
-1
0 10 20 30 Distancia
40 50
4.2
4
3.8
3.6
3.4
3.2
3
2.8
2.6
2.4
2.2
2
1.8
1.6
1.4
1.2
1
0.8
0.6
0.4
0.2
0
90
85
80
75
70
65
60
55
50
45
40
35
30
25
20
15
10
5
0
Log (frequencia)
Log (frequencia)
2
1
0
-1
0 10 20 30
Distancia
40 50
2
1
0
Fase calculada modo TM
Estação
1 2 3 4 5 6 7 8 9
-1
0 10 20 30 Distancia
40 50
Figura 7.7- Pseudoseções de resistividade e fase calculadas e observadas para o modo TE e
TM, perfil Monsenhor Hipólito.
86

8- Conclusões.
Uma porção da borda leste da bacia do Parnaíba foi estudada empregando os métodos
geofísicos magnetotelúrico (MT) e eletromagnético transiente (TEM), ao longo dos perfis
Monsenhor Hipólito, Jaicós e Itainópolis (Fig. 2.3). Foi realizado um total de 28 sondagens MT-
TEM nos 3 perfis, nas faixas de freqüência 0,07-0,008 Hz a 334 Hz (dado MT), 33 Hz a 100000
Hz (dado TEM) e espaçamento médio de 5 Km entre as sondagens. Os dados MT foram
processados utilizando o procedimento robusto proposto por Egbert & Eisel (2000). O strike
geológico foi estimado empregando-se a decomposição do tensor de impedância proposta por
Groom & Bailey (1989). Os dados TEM foram utilizados na correção estática presente nas curvas
MT, conforme inicialmente proposto por Sternberg et al. (1988). As seções geoelétricas
(resistividade x profundidade) para os 3 perfis foram obtidas com o algoritmo de inversão 2D
descrito em Mackie et al. (1997). Os ajustes dos modelos de resistividades nos perfis foi de uma
forma geral bom a razoável, tendo sido obtido para o Ψ 2 (erro médio quadrático) os valores
0,312, 0,408 e 0,218 para os perfis Monsenhor Hipólito, Jaicós e Itainópolis, respectivamente.
O limite para valores máximos para a resistividade elétrica dos sedimentos obtidos
através de vínculos geológicos de poço e de geologia de subsperficie foi da ordem de 300 a 450
Ω.m para os arenítos da região de estudo. Estes valores são mais altos que os adotados em
estudos anteriores na bacia (Meju et. al., 1999;; Lima, 2000), mas variações apreciáveis podem
ser esperadas em função dos vários fatores que contribuem para a resistividade elétrica do meio,
conforme discutido no capitulo 7. A informação de um poço do cadastro da CPRM (Figura 3.6,
capitulo 3) indica para o perfil Jaicós um limite superior de resistividade para os sedimentos
entre 300 e 450 Ω.m.
As seções de resistividade dos perfis mostraram um aumento da resistividade com a
profundidade, com valores variando desde alguns Ω.m (possivelmente associados aos folhelhos
da formação Pimenteiras ou argilas das fácies pelíticas da Formação Jaicos), até valores
próximos de 450 Ω.m, devido possivelmente à presença de sedimentos mais grosseiros, por
exemplo arenítos conglomeráticos da formação Ipu, unidade basal do Grupo Serra Grande.
Valores superiores a 450 Ω.m. são creditados ao embasamento cristalino.
A seção de resistividade do perfil Itainópolis (Fig. 7.2) mostrou profundidades do
embasamento variando de 400 a 1300 m. Camadas mais condutivas são vistas na seção de
resistividade próxima à borda da bacia.
87

A seção de resistividade do perfil Jaicós (Fig. 7.3) mostra profundidades do embasamento
variando de 100 a 600 m. Camadas mais condutivas também são observadas na seção de
resistividade próxima a borda da bacia.
A seção de resistividade do perfil Monsenhor Hipólito (Fig. 7.4) mostra profundidades do
embasamento variando em torno de 600 m.
Nas seções apresentadas, notam-se profundidades máximas para o embasamento da
ordem de 600 m para os perfis Monsenhor Hipólito e Jaicós e profundidade máxima da ordem de
1300 m para o perfil Itainópolis. Este fato sugere uma região da borda da bacia com maior
profundidade do embasamento em direção ao sul da bacia. Este resultado é corroborado pelos
estudos geofísicos empregando o método MT apresentado por Metelo (1999), que estudando a
borda sudeste da bacia, obteve valores máximos da ordem de 3000 m para a profundidade do
embasamento nas regiões de São Raimundo Nonato e São João do Piauí.
A presença de camadas condutivas, próximo à borda nos perfis pode estar indicando
camadas mais argilosas como as fácies pelíticas da Formação Jaicós ou mesmo grande
quantidade de sais presente nas águas subterrâneas destas camadas. Esta ultima hipótese é
entretanto pouco provável, pois não se tem registro de ocorrências de aqüíferos regionais salobros
no interior da bacia.
O aqüífero mais explotável na bacia do Parnaíba, na área de estudo, é o do Grupo Serra
Grande. Os poços com as maiores vazões estão localizados longe da borda na região dos
folhelhos da Formação Pimenteiras, captando água de aqüíferos do tipo confinado a semiconfinados.
Os dois últimos fatos relatados mostram claramente o efeito das camadas selantes
dos folhelhos (Formação Pimenteiras) no tipo de aqüífero e conseqüentemente maior vazão.
Nas seções geolétricas aparecem feições do tipo graben e horst que são visualizados,
entretanto sua caracterização foi omitida, devido ao espaçamento entre as estações não permite
diagnosticar estas feições. Para o mapeamento de detalhe de tais estruturais o espaçamento entre
as estações teria que ser da ordem da profundidade da estrutura a ser detalhada.
No cadastro de poços de água subterrânea da CPRM encontra-se na região poços que em
sua maioria têm profundidades inferiores a 300 m, com alguns poços alcançando entre 450 m a
650 m e não atingindo o embasamento.
As seções de resistividades revelaram profundidades do embasamento máximas nos perfis
entre 600 e 1300 m, conseqüentemente há uma indicação de aqüíferos mais profundos os quais
podem ser explotados. Logo é indicado para área dos perfis a explotação de aqüíferos profundos,
88

cornforme indicado pelas seções geoeletricas (com o limite embasamento/bacia entre 300 a 450
Ω.m de resistividade).
Os trabalhos magnetotelúricos forneceram informações valiosas para a bacia, indicando
áreas com maiores probabilidades de sucesso na explotação de águas subterrâneas, contribuindo
de forma relevante para futuros trabalhos hidrogeológicos. Qualquer programa de perfuração de
poços na região estudada dever ser precedido de um estudo geofísico de detalhe, tendo em vista o
caráter regional dos resultados apresentados neste estudo.
89

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98

Anexo A
Comparação entre os métodos de processamentos robusto e mínimos quadrados no
perfil Jaicós.
99

Log (resistividade aparente (ohm.m))
100000
FASE XY
10000
1000
100
10
1
Estação jc01- resistividade aparente- PXY
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
90
75
60
45
30
15
0
-15
-30
-45
-60
-75
Log (periodo (s))
Estação jc01- fase- PH XY
-90
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
MQ
R
MQ
P
Log (resistividade aparente (ohm.m))
100000
10000
1000
100
10
1
90
75
60
45
30
15
0
-15
-30
-45
-60
-75
Estação jc01- resistividade aparente- PYX
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
Estação jco1- fase - PH YX
-90
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
Figura A-1 – Comparação entre processamento robusto (R) e mínimos quadrados (MQ), perfil Jaicós (estação 1).
Fase yx
MQ
R
MQ
R
100

Log (resistividade aparente (ohm m))
100000
FASE XY
10000
1000
100
10
1
Estação jc02- resistividade aparente- PXY
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
90
75
60
45
30
15
0
-15
-30
-45
-60
-75
Log (periodo (s))
Estação jc02- fase- PH XY
-90
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
MQ
R
MQ
P
Log (resistividade aparente (ohm m))
100000
Fase yx
10000
1000
100
10
1
90
75
60
45
30
15
0
-15
-30
-45
-60
-75
Estação jc02- resistividade aparente- PYX
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
Estação jc02- fase - PH YX
-90
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
Figura A-2 – Comparação entre processamento robusto (R) e mínimos quadrados (MQ), perfil Jaicós (estação 2).
MQ
R
MQ
R
101

Log (resistividade aparente (ohm m))
100000
FASE XY
10000
1000
100
10
1
90
75
60
45
30
15
0
-15
-30
-45
-60
-75
Estação jc03- resistividade aparente- PXY
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
Estação jc03- fase- PH XY
-90
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
MQ
R
MQ
P
Log (resistividade aparente (ohm m))
100000
10000
Fase yx
1000
100
10
1
Estação jc03- resistividade aparente- PYX
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
90
75
60
45
30
15
0
-15
-30
-45
-60
-75
Log (periodo (s))
Estação jc03- fase - PH YX
-90
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
Figura A-3 – Comparação entre processamento robusto (R) e mínimos quadrados (MQ), perfil Jaicós (estação 3).
MQ
R
MQ
R
102

Log (resistividade aparente (ohm m))
100000
FASE XY
10000
1000
100
10
1
Estação jc04- resistividade aparente- PXY
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
90
75
60
45
30
15
0
-15
-30
-45
-60
-75
Log (periodo (s))
Estação jc04- fase- PH XY
-90
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
MQ
R
MQ
P
Log (resistividade aparente (ohm m))
100000
Fase yx
10000
1000
100
10
1
90
75
60
45
30
15
-15
-30
-45
-60
-75
Estação jc04- resistividade aparente- PYX
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
0
Log (periodo (s))
Estação jc04- fase - PH YX
-90
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
Figura A-4 – Comparação entre processamento robusto (R) e mínimos quadrados (MQ), perfil Jaicós (estação 4).
MQ
R
MQ
R
103

Log (resistividade aparente (ohm m))
FASE XY
100000
10000
1000
100
10
90
75
60
45
30
15
-15
-30
-45
-60
-75
1
Estação jc05- resistividade aparente- PXY
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
0
Log (periodo (s))
Estação jc05- fase- PH XY
-90
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
MQ
R
MQ
P
Log (resistividade aparente (ohm m))
100000
Fase yx
10000
1000
100
10
1
90
75
60
45
30
15
0
-15
-30
-45
-60
-75
Estação jc05 resistividade aparente- PYX
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
Estação jc05- fase - PH YX
-90
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
Figura A-5 – Comparação entre processamento robusto (R) e mínimos quadrados (MQ), perfil Jaicós (estação 5).
MQ
R
MQ
R
104

Log (resistividade aparente (ohm m))
100000
FASE XY
10000
1000
100
10
Estação jc06- resistividade aparente- PXY
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
90
75
60
45
30
15
0
-15
-30
-45
-60
-75
Log (periodo (s))
Estação jc06- fase- PH XY
-90
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
MQ
R
MQ
P
Log (resistividade aparente (ohm m))
100000
10000
Fase yx
1000
100
10
1
90
75
60
45
30
15
0
-15
-30
-45
-60
-75
Estação jc06- resistividade aparente- PYX
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
Estação jc06- fase - PH YX
-90
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
Figura A-6 – Comparação entre processamento robusto (R) e mínimos quadrados (MQ), perfil Jaicós (estação 6).
MQ
R
MQ
R
105

Log (resistividade aparente (ohm m))
100000
FASE XY
10000
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
90
75
60
45
30
15
0
-15
-30
-45
-60
-75
Estação jc07- resistividade aparente- PXY
Log (periodo (s))
Estação jc07- fase- PH XY
-90
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
MQ
R
MQ
P
Log (resistividade aparente (ohm m))
100000
Fase yx
10000
1000
100
10
1
90
75
60
45
30
15
0
-15
-30
-45
-60
-75
Estação jc07- resistividade aparente- PYX
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
Estação jc07- fase - PH YX
-90
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
Figura A-7 – Comparação entre processamento robusto (R) e mínimos quadrados (MQ), perfil Jaicós (estação 7).
MQ
R
MQ
R
106

Log (resistividade aparente (ohm m))
FASE XY
100000
10000
1000
100
10
Estação jc08- resistividade aparente- PXY
MQ
R
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
120
105
90
75
60
45
30
15
0
-15
-30
-45
-60
-75
-90
-105
Log (periodo (s))
Estação jc08- fase- PH XY
-120
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
MQ
P
Log (resistividade aparente (ohm m))
100000
Fase yx
10000
1000
100
10
1
120
105
90
75
60
45
30
15
0
-15
-30
-45
-60
-75
-90
-105
Estação jc08- resistividade aparente- PYX
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
Estação jc08- fase - PH YX
-120
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
Figura A-8 – Comparação entre processamento robusto (R) e mínimos quadrados (MQ), perfil Jaicós (estação 8).
MQ
R
MQ
R
107

Log (resistividade aparente (ohm m))
100000
FASE XY
10000
1000
100
10
90
75
60
45
30
15
0
-15
-30
-45
-60
-75
Estação jc09- resistividade aparente- PXY
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log (periodo (s))
Estação jc09- fase- PH XY
-90
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
MQ
R
MQ
P
Log (resistividade aparente (ohm m))
100000
Fase yx
10000
1000
100
10
1
90
75
60
45
30
15
0
-15
-30
-45
-60
-75
Estação jc09- resistividade aparente- PYX
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
Estação jc09- fase - PH YX
-90
1E-3 0.01 0.1 1 10 100
Log (periodo (s))
Figura A-9 – Comparação entre processamento robusto (R) e mínimos quadrados (MQ), perfil Jaicós (estação 9).
MQ
R
MQ
R
108

Anexo B
Ajuste das inversões 2D para os perfis.
109

Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
Fase
Fase
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
1000
100
10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Estação IP01
100000 Observado
Calculado
10000
Log(periodo (S))
Estação IP06
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
Fase
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
100000
10000
Fase
1000
100
10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Estação IP02
Log(periodo (S))
Estação IP07
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
Fase
Fase
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
Estação IP03
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
Estação IP08
10
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
Observado
Calculado
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Figura B-1 – Ajuste da inversão 2D para o modo TM do perfil Itainópolis.
Log(resistividade (ohm.m))
100000
10000
1000
100
Log(periodo (s))
Log(periodo (S))
Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
1000
100
Fase
10
100000
10000
Fase
1000
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Estação IP04
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
Estação IP09
10
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
Fase
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
100000
Fase
Estação IP05
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
10000
1000
100
90
80
70
60
Log(periodo (S))
Estação IP10
10
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
110

Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000
Fase
10000
1000
100
10
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
100000
10000
Fase
1000
100
10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Estação IP01
Log(periodo (S))
Estação IP06
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000
10000
Fase
1000
100
10
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
100000
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
10000
Fase
1000
100
10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Estação IP02
Log(periodo (S))
Estação IP07
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
Log(resistividade (ohm.m))
100000
10000
Fase
1000
100
10
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
100000
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
10000
Fase
1000
100
10
90
80
70
Estação IP03
Log(periodo (S))
Estação IP08
Observado
Calculado
Observado
Calculado
Figura B-2 – Ajuste da inversão 2D para o modo TE do perfil Itainópolis.
Log(resistividade (ohm.m))
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (s))
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000
10000
1000
100
Fase
10
100000
10000
Fase
1000
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Estação IP04
Observado
Calculado
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
Estação IP09
10
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000
10000
Fase
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
100000
Fase
Estação IP05
Observado
Calculado
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
10000
1000
100
90
80
70
60
Log(periodo (S))
Estação IP10
10
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
111

Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
Fase
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
90
80
70
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
100000
10000
Fase
1000
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Estação JC01
Log(periodo (S))
Estação JC06
10
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log(periodo (S))
Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
Fase
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
100000
10000
Fase
1000
100
90
80
70
Estação JC02
Log(periodo (S))
Estação JC07
10
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log(periodo (S))
Figura B-3 – Ajuste da inversão 2D para o modo TM do perfil Jaicós.
Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000
10000
Fase
1000
100
10
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
90
80
70
60
50
40
30
100000
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
10000
Fase
1000
100
Estação JC03
Log(periodo (S))
Estação JC08
10
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
90
80
70
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log(periodo (S))
Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
1000
100
Fase
10
100000
10000
Fase
1000
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Estação JC04
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log(periodo (S))
Estação JC09
10
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
90
80
70
60
50
40
30
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log(periodo (S))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
Fase
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
90
80
70
Estação JC05
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log(periodo (S))
112

Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
Fase
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
90
80
70
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
100000 Observado
Calculado
10000
Fase
1000
100
10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Estação JC01
Log(periodo (S))
Estação JC06
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log(periodo (S))
Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
Fase
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
100000
10000
Fase
1000
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Estação JC02
Log(periodo (S))
Estação JC07
10
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log(periodo (S))
Log(resistividade (ohm.m))
100000
10000
Fase
1000
100
10
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
-10
100000
Figura B-4 – Ajuste da inversão 2D para o modo TE do perfil Jaicós.
Log(resistividade (ohm.m))
10000
Fase
1000
100
Estação JC03
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log(periodo (S))
Estação JC08
10
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
90
80
70
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log(periodo (S))
Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
1000
100
Fase
10
100000
10000
Fase
1000
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Estação JC04
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Log(periodo (S))
Estação JC09
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log(periodo (s))
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log(periodo (S))
Observado
Calculado
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
Fase
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
90
80
70
Estação JC05
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10 100 1000
Log(periodo (S))
113

Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
Fase
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
100000 Observado
Calculado
10000
Fase
1000
100
10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Estação MH01
Log(periodo (S))
Estação MH06
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
Fase
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
100000
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
10000
Fase
1000
100
10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Estação MH02
Log(periodo (S))
Estação MH07
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
Fase
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
100000
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
10000
Fase
1000
100
Estação MH03
Log(periodo (S))
Estação MH08
10
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
Figura B-5 – Ajuste da inversão 2D para o modo TM do perfil Monsenhor Hipólito.
Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
1000
100
Fase
10
100000
10000
Fase
1000
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Estação MH04
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
Estação MH09
10
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
Fase
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Estação MH05
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
114

Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
Fase
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
100000 Observado
Calculado
10000
Fase
1000
100
10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Estação MH01
Log(periodo (S))
Estação MH06
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
Fase
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
100000
10000
Fase
1000
100
10
90
80
70
Estação MH02
Log(periodo (S))
Estação MH07
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
Fase
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
100000
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
10000
Fase
1000
100
Estação MH03
Log(periodo (S))
Estação MH08
10
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
60
50
40
30
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
Figura B-6 – Ajuste da inversão 2D para o modo TE do perfil Monsenhor Hipólito.
Log(resistividade (ohm.m))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
1000
100
Fase
10
100000
10000
Fase
1000
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Estação MH04
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
Estação MH09
10
Observado
Calculado
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
20
10
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
Log(resistividade (ohm.m))
100000 Observado
Calculado
10000
Fase
1000
100
10
1
1E-3 0.01 0.1 1 10
90
80
70
60
50
40
30
20
10
Estação MH05
Log(periodo (s))
Observado
Calculado
0
-10
1E-3 0.01 0.1 1 10
Log(periodo (S))
115

Anexo C
Seções geoelétricas, com limites de separação entre o embasamento e os
sedimentos da bacia do Parnaíba, propostos em investigações anteriores.
116

C-1- Seção de resistividades do perfil Itainópolis, mostrando os limites aproximados para separar as rochas sedimentares do embasamento: 1000
Ω.m (usado no presente trabalho), 600 Ω.m e 300 Ω.m (usados em trabalhos anteriores na bacia do Parnaíba realizados pelo Observatório
Nacional e a Universidade Leicester da Inglaterra).
117

C-2- Seção de resistividades do perfil Jaicós, mostrando os limites aproximados para separar as rochas sedimentares do embasamento: 1000 Ω.m
(usado no presente trabalho), 600 Ω.m e 300 Ω.m (usados em trabalhos anteriores na bacia do Parnaíba realizados pelo Observatório Nacional e a
Universidade Leicester da Inglaterra).
118

C-3- Seção de resistividades do perfil Monsenhor Hipólito, mostrando os limites aproximados para separar as rochas sedimentares do
embasamento: 1000 Ω.m (usado no presente trabalho), 600 Ω.m e 300 Ω.m (usados em trabalhos anteriores na bacia do Parnaíba realizados pelo
Observatório Nacional e a Universidade Leicester da Inglaterra).
119

Anexo D
Fotos de Afloramentos
120

D-1-Foto de afloramento, composto por intercalação de camadas areníticas e comglomeráticas.
D-2- Foto de afloramento, composto por camadas sedimentares estação IP08. Atrás do morro,
encontra-se um vale, onde visualiza-se o contato da bacia com o embasamento, para o perfil
Itainópolis.
121

D-3- Foto de afloramento, composto por leucognaisse intercalado com biotita xisto bem alterado
apresentando intrusões félsicas á mais máfica de bolsões, diques e sills. Próximo a estação IP09,
perfil Itainópolis.
122