Introdução a Prospecção Geofísica 2 Apresentação Esta apostila tem por objetivo principal atender às necessidades dos estudantes que estão iniciando seus estudos sobre geofísica de prospecção, pois mesmo sendo farta a bibliografia internacional de Prospecção Geofísica, a maioria está escrita em inglês. O universo da geofísica de prospecção engloba uma enorme quantidade de métodos geofísicos fundamentados nos mais diversos princípios físicos. O aprendizado dos fundamentos físicos de cada método é a base para o entendimento das anomalias geradas por cada um quando o alvo em questão é o meio geológico. O meio geológico pode ser investigado através das variações das propriedades físicas das rochas que o caracterizam. Este é o ponto de partida, entender a geologia não pela análise direta de afloramentos ou testemunho de poços mas sim indiretamente por suas propriedades físicas. A presente apostila visa introduzir aqueles que estão dando os primeiros passos no universo da geofísica de prospecção. Ela trás os conceitos básicos dos principais métodos geofísicos numa linguagem matemática simples voltada para aqueles que querem entender os princípios físicos dos métodos mas sem entrar em detalhe nas integrais e derivadas do cálculo superior. Quatro métodos geofísicos são apresentados: Gravimétrico, Magnético, Elétrico e Sísmico. Mas é importante também salientar que outros métodos geofísicos são utilizados na prospecção além dos acima citados, porém com o objetivo aqui é sobre fundamentos, esta omissão fato foge do escopo do curso. Neste enfoque, a apostila segue uma divisão clássica introdutória dos métodos geofísicos, sendo que maior peso foi dado ao método sísmico. Por fim como em toda a ciência é sempre importante buscar outras fontes de conhecimento, seja através de livros, artigos, internet, etc. para complementar o conhecimento adquirido nesta apostila e em sala de aula 3 _ CAPÍTULO 1 Método Gravimétrico 1 Introdução O método Gravimétrico tem sua origem ligada à descoberta força da gravidade por Galileu Galilei em 1590 e à sua quantificação, por Isaac Newton em 1687, através da lei que rege a atração dos corpos. Inicialmente relacionados com a forma da Terra e de sua estrutura interna. Na prospecção iniciou em 1902 e em 1924 descobriu a primeira estrutura acumuladora de petróleo por método geofísico. A aplicação do método gravimétrico ao estudo da superfície terrestre baseia-se em que diferentes distribuições de densidade abaixo da superfície provocam distorções no campo gravitacional que envolve a Terra. A prospecção gravimétrica é usada como ferramenta de reconhecimento na exploração de petróleo. Considerada relativamente barata comparada com a prospecção sísmica à prospecção gravimétrica auxilia a interpretação sísmica. 2 Teoria do método gravimétrico 2.1 Densidade de minerais e rochas A densidade () de um material é definida como a massa (m) deste material dividido pelo seu volume (V), ou seja: m V (1) A unidade para a densidade é dada no sistema internacional de unidades (SI) em kg/m3, mas é comum na industria de petróleo trabalhar com a densidade em g/cm3 que pertence ao sistema CGS (centímetro-grama-segundo). Para contextualizar a propriedade densidade no âmbito da exploração mineral, consideraremos o simples exemplo geológico de um corpo mineralizado soterrado. Pontos de massa 1 (solo) 2>1 2 (minério) Figura 1. Esquema geológico representando a variação de densidade de um corpo mineralizado soterrado. 4 A densidade de um material pode ser pensada como um valor que quantifica o número de pontos de massa de igual valor necessários por unidade para representar um determinado material. Assim para que a densidade do minério da Figura 1 seja maior que a do solo ao seu redor é necessário que ele contenha mais pontos de massa por volume do que o solo. A Figura 2 da alguns exemplos de densidades de rochas e minerais encontrados na crosta terrestre. Figura 2 – Tabela de variação de densidade de alguns minerais, 5 2.2 Campo gravitacional O campo gravitacional da terra é gerado pela enorme massa do manto e do centro da terra e como a terra tem uma forma regular as diferenças de densidade dentro dela são graduais e suaves. O campo gravitacional da terra é descrito de modo geral pela lei da gravitação de Newton dada por: m1 m 2 2 r F G (2) na qual, descreve a força (F) de atração entre duas massas m 1 e m2 separadas por uma distância r. A força F é sempre atrativa. G é a constante gravitacional igual a 6,672x10-11 Nm2/kg2 no SI e igual a 6,672x10-3 dinacm2/g2 no sistema CGS. Se fizermos a massa m1 ser uma massa de teste e pequena comparada à m 2 e se m2 for igual à massa da terra Me cujo raio da mesma é Re, temos que o campo gravitacional da Terra é dado pelo valor da aceleração da gravidade (g) obtida dividindo a força F pela massa teste, isto é: g GMe Re 2 (3) Galileu foi o primeiro a medir o valor da aceleração da gravidade (980 cm/s 2) e em sua homenagem 1 cm/s 2 foi chamado de 1 Gal. Somente 3% do valor da aceleração da gravidade é devido ao efeito das massas da parte superior da crosta terrestre, e deste total, somente 15% é devido às rochas que estão nos primeiros 5km de profundidade. É nesta pequena casca onde se encontram os alvos da prospecção gravimétrica. Contudo, o método gravimétrico possibilita o estudo da terra até profundidade de manto (cerca de 30 km). 3 Características dos eventos gravimétricos Para entendermos como funciona o método gravimétrico vamos descrever qualitativamente a variação da aceleração da gravidade do exemplo da Figura 1 em termos da variação de densidade. Como massa de teste usaremos uma bola em queda livre (Figura 3). As mudanças de densidade que ocorrem nas rochas da crosta produzem variações no valor da gravidade que não ultrapassam 0,01% do campo gravitacional terrestre. Uma anomalia gravimétrica considerada grande na exploração de petróleo está em torno de 10 mGal e na exploração mineral em torno de 1mGal. O parâmetro relevante numa prospecção gravimétrica para gerar uma dada anomalia gravimétrica é na verdade o contraste de densidade dos tipos litológicos. Isto quer dizer que, a forma da curva que descreve a variação da aceleração da 6 gravidade não depende absolutamente da densidade, mas sim da diferença de densidade. Como exemplo, se alterarmos as densidades da Figura 3, mas mantendo da diferença teríamos a mesma forma da curva gravimétrica que representa o perfil gravimétrico (Figura 4). Anomalia g posição Pontos de massa Vetor aceleração 1 2>1 (solo) 2 (minério) Figura 3. Esquema geológico representando a variação de densidade de um corpo mineralizado soterrado e sua respectiva curva de variação de aceleração da gravidade. g Anomalia O campo regional é dado pela meio encaixante posição Vetor aceleração 1=0 2>1 2 Pontos de massa (hipótese não real para o meio encaixante) (minério) Figura 4. Esquema geológico representando a variação de densidade de um corpo mineralizado soterrado e sua respectiva curva de variação de aceleração da gravidade. No esquema é variada a densidades sem alterar o contraste mostrado na Figura 3. 7 Para entendermos as relações matemáticas entre a forma, a densidade e profundidade de um corpo geológico com a anomalia gravimétrica gerada por ele, usaremos um simples modelo matemático de um corpo esférico. Vamos assumir também que a variação da aceleração da gravidade é devido somente ao contraste de densidade do corpo esférico. A variação da atração gravitacional sobre um corpo esférico de tamanho finito e massa m pode ser derivada da equação que descreve um ponto de massa dada por: g Gmz x 2 z (4) 3 2 2 na qual, z é a profundidade do ponto e x é a distância até um ponto P qualquer na superfície, como mostra a Figura 5. x z r m Figura 5. Esquema para o cálculo da variação da aceleração da gravidade devido a um ponto de massa. Fazendo m= V, sendo o contraste de densidade e V o volume da esfera igual a 4R3/3 para R o raio da esfera, podemos reescrever a equação (4) como: g G 4R 3 z 3 x 2 z 2 (5) Para um corpo esférico com raio de 10m soterrado a uma profundidade de 25m abaixo da superfície com um contraste de densidade de 0,5 g/cm 3 com a rocha encaixante a referente anomalia é mostrada no esquema da Figura 6. A aceleração da gravidade é medida com aparelhos denominados gravímetros, através de estações posicionadas por GPS (sistema de posicionamento global). Os levantamentos gravimétricos podem ser feitos em terra, no mar e no ar. O princípio físico dos gravímetros é baseado ou na oscilação de um pêndulo ou na deformação de uma mola na extremidade da qual se coloca uma massa de teste. 8 mGal 0,025 -60 -40 -20 20 40 60 m 10m Figura 6. Anomalia gerada por uma esfera soterrada. Contraste de densidade de 0,5 g/cm 3. O ESFERÓIDE E O GEÓIDE Entende-se por esferóide normal a forma que a Terra teria se fosse um fluído perfeito, sem variações laterais de densidade e representada pela fórmula da Gravidade Normal. É muito mais fácil de ser tratado matematicamente e, por isto, é comumente empregado nos estudos do campo gravitacional. O geóide é uma superfície equipotencial que acompanha as grandes feições fisiográficas, afastandose do centro da Terra nas elevações e aproximando-se nas depressões. Figura 7 - Representação esquemática da posição do geóide e do esferóide em relação à superfície terrestre. 9 4 Fatores que afetam as medições da aceleração da gravidade Os fatores que influenciam os resultados das medidas gravimétricas são: 1 - Diferença entre diâmetro equatorial e polar - latitude; 2 - Irregularidades topográficas (relevo), 3 - Movimento de rotação: 4 - Variações laterais de densidades das rochas; 5 - Atração variável do Sol e da Lua em função dos movimentos; Como as variações da aceleração gravitacional são muito pequenas, consideraremos agora estes fatores que contribuem nesta variação divididos em duas categorias: 4.1 Variações temporais: variações na aceleração dependentes do tempo a) Deriva (drift) do instrumento: mudanças na aceleração da gravidade medida devido ao desgaste do mecanismo de medição. b) Efeitos de maré: mudanças na aceleração da gravidade devido a atração gravitacional da lua ou do sol. 4.2 Variações espaciais: variações que dependem do local de medição. a) Variações de latitude: mudanças na aceleração da gravidade medida causada pela forma e rotação da terra. b) Variações de elevação (correção de ar livre): mudanças na aceleração da gravidade medida devido a diferenças topográficas entre estações. c) Efeitos de massa (correção de Bouguer): mudanças na aceleração da gravidade medida devido atração da massa extra entre estações gravimétricas em topografias diferentes. d) Efeitos topográficos: mudanças na aceleração da gravidade medida devido ao relevo próximo a estação. 5 Cálculo da anomalia Bouguer O valor da gravidade Bouguer corresponde ao valor da aceleração da gravidade medida corrigida de todos os efeitos descritos na seção 4. A correção é feita da seguinte forma: GBouguer = gobservado + gcorr. de latitude + gcorr. de ar livre + gcorr. de Bouguer + gcorr. de topografia – gbase. (6) 6 Processamento de dados e interpretação Efetuado as correções das estações gravimétricas o próximo passo é importar os dados corrigidos e o posicionamento das estações para um software de processamento geoestatístico de forma que as regiões sem dados possam ser 10 interpoladas e constituir uma base de dados que capacite a confecção de mapas de contorno das anomalias Bouguer. Este processo de interpolação é denominado gridagem. Na gridagem uma malha regular (grid) com espaçamento fixo é determinada e em cada nó da malha os valores da anomalia Bouguer são interpolados. A interpretação de mapas de contorno de anomalias Bouguer favorece na determinação de altos estruturais no embasamento das bacias sedimentares, assim como a delimitação de possíveis falhas. Outros processamentos feitos em cima dos grids como a aplicação de filtros facilita a localização de estruturas geológicas. A modelagem direta dos dados gravimétricos, como aquela mostrada na Figura 6, é a forma de dimensionar as fontes geradoras de anomalias e assim ter uma imagem do subsolo. Atualmente os modelos são feitos a partir de corpos poligonais cujo comprimento perpendicular ao perfil é assumido como uma prolongação da feição modelada como infinito (modelagem 2D) ou limitado (modelagem 2,5D).