Magnetismo

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2. Levantamentos Magnéticos
O objectivo dos levantamentos magnéticos é o de investigar a geologia subsuperficial com base nas anomalias do campo magnético da Terra, resultantes das
propriedades magnéticas dos materiais do sub-solo. Apesar de a maioria dos minerais que
formam as rochas não serem magnéticos, alguns tipos de rochas (ou materiais) contêm
suficientes minerais magnéticos para produzirem anomalias magnéticas significativas.
De um modo semelhante, os objectos ferrosos com origem na actividade humana também
geram anomalias magnéticas.
Conceitos básicos
Equações de Maxwell e grandezas fundamentais
O campo electromagnético é, do ponto de vista da física clássica, descrito por um
conjunto de equações denominadas “equações de Maxwell” que se podem escrever da forma
seguinte:
r
r
∂B
rotE = −
∂t
r
r
⎡r
∂E ⎤
rotB = μ 0 ⎢J + ε 0
⎥
∂t ⎦
⎣
r ρ
divE =
ε0
r
divB = 0
(2.1)
(2.2)
(2.3)
(2.4)
r
para o vazio.
O
campo
(campo eléctrico) exprime-se em volt/m no Sistema Internacional,
E
r
o campo B (campo magnético) exprime-se em tesla (SI), ρ (densidade de carga eléctrica)
r
em Coulomb/m3, J (densidade de corrente) em ampère/m2, ε 0 é a permitividade eléctrica do
vazio (107/4 π c2 farad/m) e μ 0 a permeabilidade magnética do vazio (4 π .10-7 henries/m).
A equação (2.1) exprime matematicamente a indução electromagnética de Faraday :
um campo magnético variável gera num circuito eléctrico fechado uma força electromotriz.
A equação (2.2) exprime a dependência do campo magnético da corrente eléctrica (de
condução ou de deslocamento). A equação (2.3) exprime o facto de as cargas eléctricas
constituirem as fontes (sumidouros) do campo eléctrico. Finalmente, a equação (2.4)
exprime a ausência de fontes (sumidouros) do campo magnético.
O mecanismo que justifica a natureza dos imans permanentes é exterior às equações
de Maxwell em sentido estrito, sendo do domínio da microfísica. Contudo, podemos
descrever o que ocorre no interior dos materiais magnéticos fazendo intervir explicitamente
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r
dois campos magnéticos, um que representamos por B -rque designaremos simplemente por
campo magnético - e outro que representamos por H e que designamos por excitação
magnética. A relação entre estes dois campos é dada por :
r
r r
B = μ 0 (H + J M )
(2.5)
r
em que J M representa a parte da excitação magnética que é gerada pela presença de matéria
e é, ao mesmo tempo, a soma dos momentos magnéticos elementares por unidade de
volume. Tanto JM como H têm unidades de Ampére/m.
Aplicando o operador divergência à expressão (2.5) vemos que :
r
r
div H = − div J M
(2.6)
r
O campo magnético B não possui
r fontes, ou seja, em todos os pontos do espaço a
sua divergência é nula (2.4). O campo H possui eventualmente divergência não nula, que
pode ser interpretada como “carga magnética”.
Nas vizinhanças de um íman estabelece-se um campo magnético cujas linhas de
força “saem” de uma extremidade e “entram” na outra.
O fluxo do campo magnético pode ser
mapeado através das direcções definidas por uma
pequena bússula suspensa no campo do íman. Os
pontos do íman onde o fluxo converge são os pólos
do íman. De um modo semelhante, um íman
suspenso livremente no espaço alinha-se ao longo
do campo magnético da Terra. O pólo do íman que
aponta para o pólo Norte magnético da Terra
chama-se pólo magnético norte e o outro pólo
magnético sul. O movimento de uma bússola à
superficie da Terra mostra assim que o campo
magnético da Terra exerce sobre um determinado tipo
de materiais – materiais magnéticos – um momento,
cuja magnitude
é proporcional ao momento magnético
r
total M do material. Este momento magnético pode
ser considerado, do ponto de vista macroscópico,
Figura 1 Fluxo do campo magnético em
torno de um iman
como
r M o valor integrado da magnetização volúmica
J , ou seja :
r
r
J M dv = M
(2.7)
∫
De um ponto de vista microscópico podemos descrever o momento magnético de
uma substância magnetizável do seguinte modo. Quando um material é colocado num
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campo magnético ele pode adquirir uma magnetização na direcção do campo, a qual
desaparece quando o material é retirado do desse campo. Este fenómeno é designado por
magnetização induzida, e resulta do alinhamento dos dipólos magnéticos elementares do
material. Como resultado deste alinhamento, o material exibe uma distribuição de pólos à
superfície que corresponde às extremidades dos dipólos.
A intensidade da magnetização induzida JM do material é definida como JM = M/V
= M/LA e suas unidades de são o Ampére/metro.
Sempre que discutirmos o campo magnético
r r da
Terra temos que ter presentes os dois campos B e H . O
primeiro vai ser considerado sempre que considerarmos
as observações experimentais do CMT, a acção sobre
corpos magnetizados, etc...; o segundo será
essencialmente considerado sempre que estudarmos a
interacção com os materiais, ou seja, quando
respondermos à questão : de que maneira é que a
magnetização volúmica de uma formação é influenciada
pelo campo geomagnético? Esta questão será central na
interpretação das anomalias magnéticas.
Não existindo “monopólos magnéticos” na
acepção indicada anteriormente, o modelo mais simples
que podemos elaborar de magnete é formado por um
dipólo. Um pequeno iman permanente é uma boa
aproximação física de um dipólo, e em primeira
aproximação, a própria Terra pode ser considerada
como um dipólo magnético.
Figura 2 Representação esquemática de
um elemento cujos dipólos elementares
estão alinhados na direcção do campo
externo B, produzindo assim uma
magnetização induzida.
r
Como
vimos
anteriormente,
o
B
relaciona-se
r
rM
o
J
através
da
relação
(2.5) e,
com o H e com
r
rM
por sua vez, o J e o H estão relacionadosatravés
da expressão
r
r
J M = χH
(2.8)
onde χ é a susceptibilidade magnética, que é uma grandeza adimensional, e representa a
“facilidade” com que uma substância pode ser magnetizada e produzir, por consequência,
o seu próprio campo magnético.
r
r
Muitas vezes a relação entre J M e H não é rlinear porque χ depende da
intensidade da excitação magnética (ou seja do módulo de H ). Como todas as substâncias
são magnéticas à escala atómica, podemos interpretar o tipo de comportamento de χ em
termos da estrutura magnética do material. Deste ponto de vista, é possível classificar os
vários tipos de magnetismo do seguinte modo:
Diamagnetismo
Paramagnetismo
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Ferromagnetismo
Antiferromagnetismo
Ferrimagnetismo
Existem duas origens atómicas possíveis para o magnetismo à escala atómica – o
movimento orbital dos electrões em torno do núcleo e o spin dos electrões. Um átomo
que tem um momento magnético provocado pelo spin ou pelo movimento orbital, ou por
ambos, designa-se por átomo magnético.
Or diamagnetismo é um magnetismo fraco no qual a magnetização induzida pelo
campo H é oposta à direcção desse campo. A susceptibilidade é então negativa e
normalmente da ordem de 10-6. A origem deste magnetismo reside na alteração do
movimento orbital dos electrões que tendem a produzir um outro campo que se opõe ao
campo inductor. Nestas substâncias o campo exterior não tem efeito sobre o spin dos
electrões. Isto sucede porque os átomos destes materiais têm um número par de electrões e
os campos magnéticos devidos ao spin compensam-se dois a dois. O diamagnetismo é um
fenómeno comum a todas as substâncias, embora não possa ser normalmente observado
devido a outras formas de magnetismo mais intensas que a ele se sobrepõem.
No paramagnetismo a susceptibilidade é positiva, mas fraca. A ordem de grandeza
de χ varia entre 10-4 e 10-6. Nos materiais paramagnéticos as orbitais estão incompletas e
os momentos dos spins resultantes podem ser alinhados ligeiramente de modo a produzir
uma magnetização induzida paralela ao campo aplicado. Devido à agitação térmica, o
alinhamento dos momentos magnéticos é função da temperatura, razão porque o
paramagnetismo depende (inversamente) da temperatura a que a substância se encontra.
No caso do ferromagnetismo, que ocorre em algumas substâncias com
organização cristalina, os spins desemparelhados (nas orbitais de cada átomo) estão
alinhados paralelamente uns aos outros, em resultado de uma forte interacção positiva
que actua entre os átomos vizinhos. A susceptibilidade destes materiais é cerca de 106
vezes maior que a dos diamagnéticos e paramagnéticos. Devido à agitação térmica, o
ferromagnetismo também decresce com a temperatura, desaparecendo à chamada
temperatura de Curie. As substâncias ferromagnéticas incluem o ferro, o cobalto e o niquel,
que raramente ocorrem sob forma natural.
O antiferromagnetismo é um magnetismo fraco semelhante ao paramagnetismo
no sentido de exibir uma pequena susceptibilidade positiva. Nestes minerais estabelecese um arranjo antiparalelo no qual os spins “positivos” e “negativos” se anulam
mutuamente.
Nas substâncias ferrimagnéticas os iões magnéticos ocupam dois tipos de
posições na rede cristalina, A e B. Os spins dos electrões da camada A apontam na
direcção “mais”, enquanto que os da camada B estão dirigidos segundo a direcção
“menos”. Isto sucede devido à forte interacção negativa actuante entre os dois sistemas
de spins A e B. Dado que o número de iões magnéticos, e também a intensidade dos spins
dos iões individuais, é diferente nas camadas A e B da rede cristalina, este arranjo
ordenado dá origem a uma magnetização resultante. Virtualmente todos os minerais
responsáveis pelas propriedades magnéticas das rochas, caem nesta categoria.
O alinhamento dos spins dos átomos segundo uma mesma direcção (seja ela
paralela ou antiparalela) em substâncias ferri e ferromagnéticas apresenta problemas do
ponto de vista da conservação de energia. Só para dar uma pequena ideia do problema
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Figura 3 Esquema do alinhamento dos momentos
magnéticos nas substâncias ferri, ferro e
antiferromagnéticas
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podemos dizer que o alinhamentos dos spins individuais vai dar origem ao aparecimento
de uma energia magnetostática resultante do facto de as extremidades do corpo terem
duas polaridades magnéticas opostas (situação muito idêntica à representada na figura 2).
Por outro lado, esse alinhamento dos spins é mantido à custa de uma força de interacção
que actua entre os momentos magéticos de spin dos átomos próximos. Esta última força é
muito mais intensa, mas de alcance muito mais reduzido, que a força magnetostática.
Assim, uma situação de eqilíbrio resulta do balanço da acção destas duas forças que não
“puxam para o mesmo lado”. Enquanto que a segunda tende a manter um alinhamento
paralelo dos spins (a energia de interacção é mínima para situações paralelas), da
primeira resulta um aumento da energia magnetostática. Pelo princípio da energia
mínima, que rege todos os fenómenos físicos e não só, a situação de compromisso que se
atinge consiste em minimizar a soma destas duas energias. Desta minimização resulta que
os minerais magnéticos apresentam configuração separada em sub-zonas ou domínios
magnéticos. No interior destes domínios existe um alinhamento perfeito paralelo dos
spins, que estão separados por regiões relativamente estreitas através das quais ocorre
uma rotação gradual da direcção dos momentos magnéticos individuais.
++++++++++
(a)
B
(b)
(c
Figura 4 (a) Mineral com um só domínio magnético. (b) Mesmo mineral dividido
em quatro domínios. (c) Efeito da aplicação de um campo exterior. O domínio com
o sentido do campo externo aumenta e o de sentido contrário diminui.
Na ausência de constrangimentos exteriores, as magnetizações dos domínios
dispõem-se de modo a formar ciclos fechados do fluxo do seu campo magnético, tal
como mostra o exemplo simples da figura 3b. Neste estado, o corpo encontra-se
desmagnetizado, quer dizer, não tem um momento magnético exterior, apesar de poder
vir a tê-lo se for exposto a um campo magnético exterior que altere a porporção relativa
do volume dos domínios alinhados preferencialmente na direcção desse campo.
Um factor adicional a ter em conta na movimentação das paredes dos domínios
(que têm dimensões finitas) é que as redes cristalinas não são normalmente isentas de
imperfeições. Essas imperfeições têm um papel importante como barreiras ao
deslocamento das paredes dos domínios. Como acabámos de ver, quando se aplica um
campo as paredes dos domínios magnéticos deslocam-se fazendo aumentar o volume
daqueles que têm a direcção do campo. Se o campo for mais forte as paredes podem ficar
presas nas imperfeições cristalinas e não voltarem às posições individuais quando se
remove o campo. Ficamos assim com uma magnetização remanescente ou permanente.
Dizer o que é TRM, DRM e CRM
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Qualquer rocha que contenha minerais magnéticos possui
r M magnetização induzida
Ji e remanescente Jr (não usamos a notação anterior de J para ser coerente com a
figura). A intensidade relativa delas as duas é medida pela razão de Königsberger Q =
Jr/Ji. Estas magnetizações podem ter direcções e intensidades diferentes. Então a
magnetização total será dada pela soma vectorial das duas
O mineral magnético mais importante é o
do grupo das titanomagnetites (Fe2TiO4), que
quando não tem titâneo dá magnetite (Fe3O4).
Para os problemas ambientais, são os materiais
ferrosos que têm mais importância.
Figura 5 Relação entre as magnetizações induzida
Ji, remanescente Jr e total J.
O Campo geomagnético
As anomalias magnéticas são efeitos
localizados sobrepostos ao campo magnético
da Terra. Por isso é preciso conhecer bem o
campo geomagnético para se poderem fazer
as reduções a um datum e poder interpretar
as anomalias.
O
campo
geomagnético
é
geometricamente mais complicado que o
campo gravítico e exibe uma variação
irregular em orientação e intensidade com a
latitude, longitude e o tempo.
Send
o o campo
Figura 6 Elementos geomagnéticos
geomagnétic
o um vector, para o descrevermos temos de conhecer as suas três componentes num dado
referencial. Para isso usam-se os chamados elementos geomagnéticos.
O vector total B tem uma componente vertical Z e uma horizontal H que aponta
na direcção do Norte magnético. I é a inclinação em relação à horizontal do vector B e D
é a declinação, ou seja, o ângulo entre os nortes geográfico e magnético. A intensidade de
B varia entre 25000 nT no equador até cerca de 75000 no pólos.
No hemisfério Norte a inclinação é positiva, valendo 90o no pólo magnético, e no
Sul é negativa. No equador magnético, por definição, I = 0.
Cerca de 90% do campo geomagnético pode ser representado por um dipólo
centrado e inclinado cerca de 11,5º e relação ao eixo de rotação. Por esta razão, o equador
magnético não coincide com o equador geográfico e, como tal, os pólos magnéticos estão
deslocados em relação aos pólos geográficos. O momento magnético deste dipólo
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Figura 7 Variação da inclinação do campo
magnético total em função da latitude.
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50000
40000
30000
40000
40000
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Figura 8 Campo geomagnético calculado com o IGRF90
50000
30000
50000
60000
IGRF90
60000
geocêntrico fitício pode ser calculado a partir do campo observado. Se este campo do
dipólo for subtraido aos dados observados (a nível plenetário) o campo residual pode ser
aproximado pelo efeito de um segundo dipólo mais pequeno. O processo continua por ai
além e chama-se a isso o desenvolvimento em harmónicas esféricas. Este método tem
sido utilizado para calcular uma representação matemática do campo de origem profunda,
que se designa por IGRF (Intenational Geomagnetic Reference Field). A partir desta
representação matemática do campo podemos, sabendo as coordenadas geográficas de
um ponto, calcular a intensidade e direcção desse campo teórico (figura 8).
O campo geomagnético não pode resultar de um magnetismo permanente dos
materiais constituintes do interior da Terra. Entre outros factores, as altas temperaturas
que prevalecem a grandes profndidades são muito mais elevadas que a temperatura de
Curie dos minerais magnéticos conhecidos. O único modelo que explica a existência de
um campo magnético permanente a nível planetário é o do “Modelo do Dínamo”. Este
modelo explica a geração do campo geomagnético através da existência de um complexo
padrão de movimentos no núcleo líquido da Terra (constituido sobretudo de ferro e
níquel).
As observações contínuas do campo geomagnético efectuadas ao longo de muitos
anos em observatórios mostram que as médias anuais das componentes do campo
apresentam uma variação lenta, mas muito significativa, que espelha a escala temporal dos
fenómenos físicos que ocorrem no núcleo liquido da Terra. Este fenómeno, que é conhecido
pela designação de “variação secular”, tem como uma das suas consequências a variação da
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declinação magnética ao longo dos anos e da própria intensidade do campo. A variação
secular é prevísivel a curto prazo tendo, no entanto, de ser recalculada para cada quinquénio
que é o período de validade de cada IGRF. Um exemplo conhecido da variação secular é a
precessão do pólo magnético em torno do pólo geográfico.
Nos levantamentos magnéticos o IGRF é usado para remover o campo teórico do
campo total (o valor lido no magnetómetro).
Na zona da atmosfera designada por ionosfera (entre os 50 km e os 600 km de
altitude) existem camadas conductoras de electricidade resultantes sobretudo da
ionização dos átomos de oxigéneo e azoto. Como o mecanismo forçador desta ionização
é a radiação solar, estabelece-se uma diferença de potencial entre o hemisfério iluminado
e o hemisfério nocturno. Em consequência geram-se fortes correntes eléctricas entre os
dois hemisférios, que produzem campos magnéticos variáveis ao longo do dia conhecidos
por variação diurna.
Em condições normais (dias calmos) a variação diurna é suave e regular e tem
uma amplitude de aproximadamente de 20-80 nT, tendo o seu máximo nas regiões
polares. Em alguns dias (dias perturbados) as variações são muito rápidas e de grande
amplitude (aproximadamente 1000 nT) - tempestades magnéticas. Estas devem-se a
intensa actividade solar. Nestes dias não se podem fazer levantamentos magnéticos.
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Figura 9 Exemplo de uma variação diurna, de uma micropulsação, e de uma tempestade magnética
Anomalias magnéticas
As anomalias magnéticas provocadas pelas rochas (ou lixos ferrosos) estão
sobrepostas ao campo geomagnético, no entanto o caso magnético é mais complicado
porque o campo geomagnético varia não só em amplitude, mas também em direcção,
enquanto que o gravítico, por definição, é sempre vertical.
Figura 10 Representação vectorial do campo geomagnético com
e sem a sobreposição de uma anomalia magnética.
O campo geomagnético pode ser representado através dos seus elementos como
está feito no diagrama a) onde B 2 = H 2 + Z 2
Agora vamos sobrepor uma anomalia magnética que provoca uma anomalia ΔB
do campo geomagnético. Admita-se que essa anomalia produz uma anomalia vertical ΔZ
e uma horizontal ΔH a um ângulo α com H (fig b). Só a parte de ΔH na direcção de H
(ΔH’) contribui para a anomalia
ΔH ′ = ΔH cosα
então (fig. b)
( B + ΔB ) 2 = ( H + Δ H ′ ) 2 + ( Z + Δ Z ) 2
Se expandirmos esta expressão e ignorarmos os termos em Δ2
B 2 + ΔB 2 + 2 BΔB = H 2 + ΔH ′ 2 + 2 HΔH ′ + Z 2 + 2ZΔZ + ΔZ 2
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B 2 + 2 BΔB = B 2 + 2 HΔH ′ + 2 ZΔZ
BΔB = HΔH ′ + ZΔZ ou
⎛Z⎞
⎛H⎞
ΔB = ΔZ ⎜ ⎟ + ΔH ′⎜ ⎟
⎝ B⎠
⎝B⎠
substituindo pela expressão de ΔH’(= ΔH cosα) e levando em conta a definição dos
elementos geomagnéticos (Z/B = senI e H/B = cosI) vem
ΔB = ΔZsenI + ΔH cos I cosα
Esta aproximação pode ser usada para calcular a anomalia magnética provocada
por um pequeno pólo magnético isolado de intensidade m, definida como o efeito deste
pólo num pólo positivo unitário situado no ponto de observação. O pólo está à
profundidade z, à distância horizontal x e à distância radial r.
A força de repulsão de ΔBr
é então dada por
μ m
ΔBr = 0 2
4π r
Se admitirmos que o perfil assenta
na direcção Norte – Sul (α = 0) e
ΔH = ΔH ' então
μ m
μ mx
ΔH = 0 2 cosθ = 0 3
4π r
4π r
e
μ m
μ mz
ΔZ = − 0 2 senθ = − 0 3
4π r
4π r
(a anomalia vertical é negativa
porque se convensiona que z é
Figura 11 Anomalia horizontal (ΔH), verical (ΔZ) e do
positivo para baixo)
campo total (ΔB) produzidas por um monopólo positivo.
As
componentes
da
anomalia estão também representadas na figura 11. A componente horizontal é
positiva/negativa e a vertical é sempre negativa. A anomalia total ΔB obtem-se a partir da
sua definição.
Se o perfil não fosse ao longo da direcção Sul-Norte magnética, o ângulo α
representaria o ângulo entre o norte magnético e a direcção do perfil.
Se agora considerarmos a anomalia de um dipólo induzido situado no hemisfério
norte, o que se obtém está representado na figura 12.
O escalar do campo resultante é o que é medido pela maioria dos magnetómetros
e, quando retiramos o campo normal (escalar), obtemos a anomalia . A anomalia mostra
que uma fonte de magnetização positiva, que produz um dipólo com um pólo negativo
mais perto da superfície (no hemisfério Norte), produz uma anomalia negativa a norte e
uma positiva a sul (do corpo). Também mostra que o máximo da anomalia positiva está
deslocado para sul da fonte magnética.
B
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Figura 12 Ilustração esquemática da soma do campo geomagnético e um campo anómalo que produzem
a anomalia (intensidade) representada no topo da figura
Levantamentos pedestres
São feitos em áreas pequenas com um espaçamento das estações de 10 a 100 m. É
preciso ter cuidado com a presença de materiais metálicos tanto do observador como da
região (redes metálicas, cabos de alta tensão, carros, caminhos de ferro, etc…).
Repetições numa estação base não são necessárias por causa da deriva dos
magnetómetros (que não têm deriva), mas são-no por causa da variação diurna (o melhor
é ter um outro magnetómetro fixo para corrigir a variação diurna).
Levantamentos aéreos e marinhos
Nos levantamentos aéreos o sensor ou vai num “pássaro” para afastar do efeito do
avião ou então vai dentro do avião, mas o efeito deste tem de ser compensado por
bobines. Nos levantamentos marinhos os sensores vão num peixe a uma distância de 2,5
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o comprimento do navio. Os levantamentos aéreos são mais rentáveis que os pedestres .
O seu maior problema é o de posicionamento (que actualmente já quase não é
importante).
Correcções das medições magnéticas
Antes da interpretação das medidas relativas às anomalias magnéticas, deve
proceder-se a uma série de correcções. Em primeiro lugar, as medidas devem reduzir-se a
um determinado instante, t0, por correcção das variações temporais devidas à acção do
campo externo. Esta correcção é feita recorrendo ao registo contínuo efectuado numa estação
base ou num observatório próximo; no caso de não ser possível efectuar um registo contínuo,
é possível fazer a correcção por meio de medições discretas numa estação base, que terão de
ser efectuadas em intervalos muito curtos (por exemplo, de 20 em 20 minutos).
Podemos exemplificar a primeira situação da forma seguinte :
Estação Fixa
43325
43329
43334
43338
Estação Móvel
43210
43230
43325
43124
Variação Diurna
25
21
16
12
Valor Corrigido
43235
43251
43341
43136
em que se admite que à Estação Fixa corresponde um valor médio do campo magnético de
43350 nT. Quando nos referimos a valor médio queremo-nos habitualmente referir a um
valor médio anual centrado, considerado livre de efeitos transitórios de curto período. Como
muitas vezes não é possível dispor desse valor médio calculado a partir de dados de um
observatório magnético deverá usar-se, pelo menos, o valor médio do campo calculado
durante o período de uma noite.
As variações do campo magnético com a altitude e a latitude não são muito
importantes, quando as medidas são efectuadas em pequenas extensões, como no caso da
prospecção. Por exemplo, em relação à altitude, a intensidade do campo magnético principal
varia apenas de cerca de 0.03 nT/m nos pólos, e metade deste valor no equador; em relação à
latitude, para uma região localizada próximo de 40oN, a correcção a aplicar é de 0.007 nT/m.
Contudo, se a topografia for muito acentuada, ou se as medidas forem efectuadas numa
grande extensão, como no caso de campanhas aeromagnéticas, estas correcções podem já
revelar-se importantes, pelo que é necessário ter em conta o seu valor. Note-se contudo que o
gradiente vertical do campo geomagnético é muito diferente do gradiente vertical do campo
magnético principal (de origem puramente no núcleo), o que implica o use de técnicas mais
complexas de tratamento.
Erros nos cruzamentos
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Se as correcções todas tiverem sido
bem feitas, os erros dos cruzamentos
deveriam ser zero . Na verdade nunca são e
os seus valores dão-nos a medida da precisão
das medidas.
Interpretação das anomalias magnéticas.
A interpretação da anomalias
magnéticas é semelhante, no procedimento e
limitação, ao caso gravimétrico, já que ambas
as técnicas são baseadas em campos
potenciais que decaem com o inverso do
quadrado da distância. No entanto o caso
magnético é mais complicado. Enquanto que
uma anomalia gravimétrica é toda positiva ou
Figura 13 Plano de voo típico num levantamentoda negativa, uma anomalia magnética
to aeromagnético.
contém quase sempre uma parte positiva e
uma parte negativa devido ao caractere dipolar do magnetismo. Além disso, as anomalias
gravimétricas são escalares e as magnéticas são vectores, onde a direcção de
magnetização do corpo controla fortemente a forma da sua anomalia magnética. Por estas
razões as anomalias magnéticas estão frequentemente muito menos relacionadas com a
forma do corpo, do que estão as anomalias gravimétricas.
A intensidade de magnetização de uma rocha depende largamente do seu
conteúdo em minerais magnéticos e pode variar por um factor de 106 entre diferentes
tipos de rochas.
O problema da ambiguidade na interpretação gravimética é o mesmo do caso
gravítico. Ou seja, a mesma anomalia pode ser provocada por diferentes configurações.
Interpretação directa (profundidade limite)
A profundidade limite é o parâmetro mais importante deduzido a partir das
interpretações directas, usando o facto da sua intensidade decair muito rapidamente com
a distância à fonte. As anomalias causadas por fontes superficiais são mais dominadas
por componentes com números de onda elevados que aquelas que resultam de fontes
mais profundas.
Este efeito pode ser quantificado calculando o espectro de potência da anomalia,
já que (demonstra-se) o seu gradiente, numa representação é linear e o seu valor (do
gradiente) depende da profundidade da fonte. Neste caso não é preciso fazer correcções
geomagnéticas ou diurnas, já que elas aparecem como variações de grande c.d.o, que não
entram para a estimativa da profundidade que é só controlada pelos pequemos c.d.o.
Para formas regulares, tal como no caso gravimétrico, também podemos usar
relações aproximadas para estimar a profundidade limite (no entanto estas relações
pressupõem que as anomalias foram reduzidas ao pólo).
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Dipólo Z <= 2,05 x1/2
Linha de dipólos (cilindro horizontal) Z <= 2.0 x1/2
Pólo ( cilindro vertical) Z <= 1.3 x1/2
Intrepretação indirecta
A interpretação indirecta das anomalias magnéticas baseia-se também na tentativa
de, por meio da resolução do problema directo, ajustar as anomalias calculadas às
medidas.
Figura 14 Anomalia do campo total devida a um corpo
alongado simulado por um dipólo.
As anomalias simples podem
ser simuladas por um único dipólo.
Tal aproximação à magnetização de
um corpo geológico real é
normalmente válida para veios de
minérios (ou contentores metálicos
de
lixo)
cuja
direcção
de
magnetização tende a alinhar-se ao
longo da sua maior dimensão. Em
tais casos a anomalia é calculada
somando os efeitos dos dois pólos
nos pontos de observação. Para os
corpos
mais
complicados
a
aproximação tem que ser outra.
Um caso especial de um corpo magnetizado que não causa anomalia é o de uma
placa horizontal infinita com uma magnetização uniforme.
Isto acontece porque há uma igual distribuição de pólos positivos e negativos nas
duas superfícies da placa, cujo efeito se cancela. Contudo, na fronteira da placa ocorre
uma anomalia.
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Figura 15 Anomalia do campo total de uma placa horizontal semi-infinita.
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Transformações do campo potencial
Reduções ao pólo (admite que a magnetização é toda induzida)
Prolongamentos para cima e para baixo
Derivadas horizontais e verticais -> põem em evidência a existência de fortes gradientes
que estão relacionadas com fontes pouco profundas e permitem localizar as fronteiras dos
corpos causais.
Aplicações dos métodos magnéticos
Os levantamentos magnéticos são um método rápido e rentável de fazer
prospecção e são dos mais utilizados, pelo menos nas fases de desbravamento. Têm muita
utilidade para fins científicos e de prospecção de minérios, sobretudo de ferro. Em
investigações arqueológicas podem ser usados para localizar artefactos de origem
humana, desde que possuam propriedades magnéticas.
Mapeamento de objectos metálicos e enterrados
Existe uma crescente necessidade de cartografar as ocorrências de contentores
metálicos enterrados que possam conter resíduos perigosos e de detectar tubos metálicos
de furos abandonados. Ambos serão intensamente magnéticos, se não se tiverem oxidado
em óxidos de ferro não magnéticos, e são por isso facilmente detectados por
levantamento pedestres de alta resolução e, sob condições favoráveis, por levantamentos
aeromagnéticos de alta precisão.
Figura 16 Estimativa das anomalias magnéticas (válidas dentro
da ordem de grandeza) provocadas por corpos típicos
(admitindo um momento do dipólo de 5x10 cgs/ton) em função
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da distância à fonte.
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Figura 17 Perfil da anomalia magnética E-O localizado por cima de um tambor enterrado a 2 m.
A figura 17 mostra um perfil
magnético E-O que detectou um
contentor
a
dois
metros
de
profundidade e a figura 18, um perfil
sobre dois contentores metálicos de 55
galões.
O contentor localizado a
algumas dezenas de centímetros
provocou uma anomalia de 70 nT e o
outro (a 2 m) uma anomalia de 20 nT.
Figura 18 Anomalia medida com um magnetómetro
"marinho" rebocado junto ao fundo.
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Figura 19 Diagrama esquemático das
anomalias sob e nas vizinhanças de um
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O expectável nas vizinhanças de um condutor está representada na figura 19.
Na figura 20 estão representadas as anomalias magnéticas de um local onde
provavelmente estarão enterrados muitos contentores metálicos.
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Figura 20 Mapa do campo total sobre uma zona que se crê conter muitos contentores
enterrados.
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As figuras 21 e 22 representam, respectivamente, o mapa de anomalias e o
gradiente vertical destas medido sobre dois furos entubados.
A figura 23 representa o resultado de uma modelação, assumindo que os tubos
estendem de 1-90 m de profundidade. Dada a intensidade das anomalias é muito natural
que estas pudessem também ter sido detectadas a partir dum avião (a voar a não mais de
100 m de altura).
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Figura 21 Mapa do campo total sobre uma zona com dois furos entubados.
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Figura 22 Gradiente vertical do mapa da intensidade total representado na fig anterior.
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Figura 23 Resultado de uma modelação da intensidade do campo total dos dois furos entubados.
A figura 24 mostra as anomalias, numa malha de 2x2 m, sobre uma lixeira
conhecida por conter resíduos industriais domésticos.
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Vemos anomalias muito intensas (> 1000 nT) e anomalias fracas de 20 a 150 nT.
Os valores elevados estão relacionados com corpos ferrimagnéticos situados a
aproximadamente 1 m de profundidade. Os mais reduzidos serão originados, ou por
corpos pequenos (até 3 m de fundo), ou por corpos mais volumosos mas menos
magnéticos. Tal acumulação de pequenas anomalias pontuais é característica de lixos
domésticos. Sob o mesmo depósito, o gradiente vertical foi calculado a partir de
medições a 0,65 m e 1,65 m do solo. O valor do gradiente, representado na figura 25, é
menos afectado por pequenas anomalias (ruído magnético). As fronteiras das lixeiras
podem ser determinadas na representação de 3D das anomalias e gradientes traçados,
traçando contorno das anomalias marginais.
Figura 24 Mapa 3D do campo total sob um depósito de lixos domésticos e
industriais.
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Figura 25 Gradiente vertical do mapa anterior.
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Figura 26 Mapa campo total sobre um abrigo antiaéreo subterrâneo
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Figura 27 Perspectiva 3D do mapa do lado.
As figuras 26 e 27, referem-se a um caso de um abrigo anti-aéreo subterrâneo,
cuja a localização não era bem conhecida e que se suspeitava poder conter contentores
metálicos com lixos tóxicos. O abrigo situa-se entre as anomalias positivas e negativas e
estas devem-se ao carácter dipolar (B a 55º) da construção de cimento armado. Não se
encontraram sinais dos contentores. A localização deste abrigo é no interior de um
bosque, onde tiveram de se abrir passagens para fazer medições de 2*2 m.
Figura 28 Carta de isopacas do aterro de
Indiana.
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Figura 29 Anomalia do aterro de Indiana. 22
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Figura 30 Continuação para cima de 1 m.
Figura 32 Continuação para cima de 6 m.
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Figura 31 Continuação para cima de 3 m.
Figura 33 Campo total observado e prolongamentos
a 1, 3 e 6 m ao longo de um perfil.
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Figura 34 Gradiente verical observado.
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Figura 35 Gradiente vertical observado.
A figura 29, representa o mapa de anomalias magnéticas do aterro de Indiana. As
anomalias são por vezes bastante intensas e serão devidas a objectos ferrosos pouco
profundos.. Nas figuras 30, 31 e 32, o campo magnético foi prolongado para cima de 1, 3
e 6 m. Este aumento do nível de observação permite a atenução do campo magnético
perturbante devido aos pequenos objectos. O aterro pode agora ser visto como uma única
fonte magnética (o máximo da anomalia está mais ou menos localizado sobre a parte
mais espessa do aterro).
As figuras 34 e 35, representam o gradiente vertical medido (a 1 e 2 m de altura) e
o cálculado. Vemos agora bastante bem os limites horizontais do aterro.
A figura 36, mostra uma carta de anomalias de uma lixeira doméstica feita a partir
de um levantamento de helicóptero realizado a 30 m de altura. As anomalias positivas
atingem mais de 750 nT e as negativas menos de 560 nT. Vêm-se algumas anomalias a
sul da lixeira que devem ser devidas a lixos ferrosos que foram despejados fora da lixeira.
Apesar de baixa altitude de levantamento, só algumas anomalias individuais se
conseguem destinguir. A partir deste facto podemos concluir que os levantamentos
aéreos não têm precisão suficiente para identificar anomalias individuais no interior das
lixeiras.
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Figura 36 Anomalia magnética obtida por um levantamento de hilicóptero
realizado a 30 m de altura sob uma lixeira na Alemanha.
A figura 38 mostra o resultado de um levantamento aeromagnético numa região
de um campo petrolífero. Os poços tinham sido entubados provavelmente em ferro.
Depois do abandono dos referidos poços é necessário garantir que eles não sejam usados
para neles despejar materiais que poçam contaminar os lençóis freáticos. As cruzes
brancas da figura representam a localização dos poços feita a partir de fotografias aéreas.
Existe um acordo bastante bom entre essas localizações e os máximos das anomalias (que
foram reduzidas ao pólo).
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Figura 37 Mapa aeromagnético de um campo petrolífero abandonado. As cruzes indicam a localização dos
poços feita a partir de fotografias aéreas.
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