CAPÍTULO 4 PROCESSAMENTO DOS DADOS

CAPÍTULO 4 PROCESSAMENTO DOS DADOS Os dados adquiridos em campo são resultados das variações dos sinais eletromagnéticos naturais. Eles podem ser visualizados durante a aquisição ou durante a análise espectral, através de suas séries temporais. Desta forma, um primeiro contato com a qualidade dos dados foi possível, proporcionando uma maior confiabilidade durante a aquisição dos mesmos ainda na fase de campo ou então que os ruídos fossem filtrados na fase inicial de processamento. Durante a etapa de análise espectral, estas séries temporais foram tratadas e seus dados passaram para o domínio da freqüência, tomando a forma de matrizes espectrais. Nesta etapa, quando foi obtida a resistividade aparente e fase versus a freqüência, mais uma vez a qualidade dos dados foi avaliada, permitindo que outros ruídos fossem eliminados. Finda a análise espectral, o próximo passo foi definir a direção geoelétrica principal das estruturas utilizando o Método de Decomposição do Tensor de Impedâncias proposto por Groom e Bailey (1989). Assim que a direção geoelétrica foi estabelecida, os dados de todas as estações foram rotacionados para este ângulo e os modos TE (Transverso Elétrico) e TM (Transverso Magnético) foram definidos. Em seguida, passamos para a inversão bidimensional, cujo modelo de partida foi construído em cima de dados da literatura, que será descrito oportunamente mais a frente, e de resultados dos processamentos preliminares. O programa de inversão foi então executado e seus resultados foram analisados e comparados. 41

4.1 Análise Espectral O processamento dos dados seguiu a mesma rotina, para todas as estações MT. Utilizou-se um programa (PROCMT) fornecido pela companhia fabricante do equipamento MT em uso no INPE. Este programa foi desenvolvido para processamento em tempo diferenciado (off-line) das séries temporais registradas no campo (Metronix, 1994). Resumidamente, a primeira etapa do processamento constituiu em aplicar as Transformadas de Fourier nas Séries Temporais, que representam os cinco sinais eletromagnéticos obtidos em campo, dados por valores de Ex, Ey, Hx, Hy e Hz versus tempo. Porém, devido a extensão da faixa de freqüência, entre (4.096 s) -1 e 8.192 Hz, uma divisão em diferentes bandas é necessária. Estas bandas de freqüência são amostradas independentemente nos lugares de medição e computadas pelo programa separadamente. Em seguida, são escolhidas as freqüências em cima das quais são feitos os cálculos. Estas freqüências escolhidas, chamadas alvo de freqüências, são logaritmicamente espaçadas entre si e definidas de tal maneira a formarem um número fixo (7 a 10) dentro de cada década de freqüências. Finalmente obtemos como resultado dos cálculos para as diferentes bandas os auto-espectros e os espectros cruzados dos cinco sinais eletromagnéticos. Estes parâmetros são definidos da seguinte maneira: quando fazemos o produto de uma das componentes dos campos elétrico ou magnético pelo complexo conjugado da outra componente (XY * ) obtemos o que chamamos de espectro cruzado, porém quando X=Y, chamamos de auto-espectro. À combinação dos auto-espectros e dos espectros cruzados chamamos de matrizes espectrais, a partir das quais, podem-se calcular facilmente a resistividade aparente (ρ a ) e fase (φ) em função da freqüência. Isto se deve ao fato de que, quando se aplicam as Transformadas de Fourier nas séries temporais, os dados que estavam no domínio do 42

tempo passam para o domínio da freqüência, e o cálculo das resistividades aparentes e fases tornam-se imediatos, utilizando-se as expressões apresentadas no capítulo anterior. Este primeiro contato com os dados possibilitou a percepção da qualidade desses dados adquiridos em campo e assim permitiu que algum tipo de ruído mais evidente fosse detectado e, quando necessário, editado. Os resultados individuais de todas as estações obtidos nessa fase preliminar do processamento podem ser encontrados no Apêndice B. 4.2 Aferição da qualidade dos dados Quando os dados foram adquiridos, notou-se imediatamente que a qualidade destes dependia diretamente de certas condições relacionadas com o tipo de terreno sobre o qual as medidas foram adquiridas. Alguns destes parâmetros ou interferências puderam ser tratados durante a primeira etapa do processamento de dados. Nessa etapa foi possível filtrar ruídos ou então processar os dados usando diferentes métodos e, após uma minuciosa comparação, escolher os que apresentaram melhores resultados. As interferências causadas pelas linhas de transmissão elétrica, caracterizada pelos ruídos na freqüência de 60 Hz (e múltiplos) são comuns em toda a região de estudo. Percebeu-se que as estações situadas sobre os terrenos cristalinos são mais ruidosas do que as situadas sobre a bacia sedimentar. Tal fato pode ser observado na comparação dos dados MT obtidos nas sondagens na bacia e fora dela, apresentados no Apêndice B. Este é um exemplo claro do amortecimento dos sinais eletromagnéticos, e consequentemente do ruído, em terrenos sedimentares. Considerando que a região de medidas deve estar limpa de interferências culturais em um raio de 3 profundidades peliculares (skin depth, definido pela equação 28 Apêndice A) (Vozoff, 1991), calculamos esse valor nas duas regiões (terrenos 43

sedimentares e cristalinos) de nossas medidas. Usou-se a freqüência típica dos sinais artificiais (60 Hz) e considerou-se que a resistividade na Bacia de Taubaté seria de 5 Ω.m e no cristalino de 10.000 Ω.m (Padilha e Vitorello, 1992). O alcance da interferência desde a fonte de ruído foi de ~ 1km (terreno condutor) e ~ 50 km (terreno resistivo). Isto mostra a dificuldade de se coletar dados sem ruídos na região cristalina em estudo, já que uma área fora deste raio de interferência numa região urbanizada como esta é difícil. Portanto para amenizar o problema, a escolha das áreas paras as sondagens foram bastante criteriosas procurando se afastar ao máximo das linhas de transmissão. Observando a Figura 4.1, representativa das sondagens MT sobre os sedimentos da Bacia de Taubaté, notamos que o nível de ruídos é relativamente baixo quando comparado com as sondagens sobre terrenos cristalinos, já que o espesso pacote de sedimentos funciona como um filtro. Ela também nos mostra que abaixo de uma camada condutora superior, associada a uma seqüência de sedimentos, há um embasamento cristalino resistivo sem claras evidências de uma camada condutora mais profunda na crosta, assim como relatado por Padilha et al. (1991). Há nesse caso a possibilidade da ocorrência de efeitos de encobrimento gerados pelo pacote sedimentar, não permitindo detectar camadas de baixa condutância a maiores profundidades. Já a Figura 4.2, representativa das sondagens MT sobre o embasamento cristalino, nos mostra um maior nível de ruído (observado pela maior dispersão entre os dados de longo período). Também, pode-se perceber que em freqüências onde as fases são aproximadamente similares, as resistividades aparentes correspondentes estão deslocadas, aproximadamente paralelas. É o efeito do ruído estático (static shift), comum em terrenos resistivos. Há também indícios de uma camada condutora em subsuperfície (queda na resistividade aparente em torno de 1Hz e fase acima de 45º em torno de 2-3 Hz) possível de ser notada, já que agora o tipo de terreno permite uma maior penetração dos sinais eletromagnéticos. 44

Fig. 4.l Exemplo de uma sondagem sobre terrenos sedimentares TBT 001. 45

Fig. 4.2 Exemplo de uma sondagem sobre terrenos cristalinos TBT 006. 46

Um outro tipo de ruído externo, observado neste trabalho ocorreu somente durante a aquisição de dados na Serra da Mantiqueira (Figura 4.3). Este fenômeno foi correlacionado com a Estrada de Ferro eletrificada que serve a região de Campos do Jordão. Sua central, que abriga os geradores utilizados para a locomoção dos vagões, se localiza na cidade de Santo Antônio do Pinhal, próxima às estações TBT 011 e TBT 012 (respectivamente a 0,47 km e 6,81 km). Após a confirmação dos horários em que este gerador era ligado e desligado, pode-se ter certeza da origem dos ruídos causados nas aquisições de dados, pois estes horários coincidiam com os períodos perturbados. Como podemos ver na Figura 4.3, no seu eixo horizontal inferior temos o horário em UT e no ponto correspondente a aproximadamente 07:56:30 é bem nítido o instante em que o gerador é ligado dando início aos fortes ruídos. Para minimizar os efeitos sobre estas duas estações, logo na primeira fase do processamento utilizou-se do recurso de edição dos dados, cujo objetivo é a eliminação dos dados claramente afetados na série temporal. Com isso, todos os dados diurnos de longo período tiveram que ser eliminados. Restaram então, para serem trabalhados, apenas os dados noturnos, que na seqüência sofreram o mesmo tipo de processamento das outras estações. Além desses ruídos artificiais (culturais), detectou-se também um ruído geológico, o ruído estático, já mencionado anteriormente. Ele também é mais importante nos terrenos cristalinos do que nos sedimentares e está relacionado com inomogeneidades de condutividade elétrica próxima dos pontos de medida dos campos elétricos. Na fase posterior de inversão dos dados, o efeito do ruído estático foi considerado utilizando as opções de cálculo ou inversão do seu valor, disponíveis no programa utilizado, e mesmo desconsiderando os dados de resistividade aparente (invertendo apenas a fase). 47

Fig. 4.3 Exemplo de uma sondagem sobre terrenos cristalinos, originalmente afetada pela interferência da Estrada de Ferro eletrificada TBT 012. 48

4.3 Definição da direção geoelétrica Na seqüência da interpretação dos dados, é necessário saber se a direção (strike) geoelétrica tem o mesmo valor da direção regional das estruturas geológicas, pois este dado será usado na inversão. Entre as técnicas conhecidas de obtenção da direção geoelétrica conhecidas, a que utiliza apenas as componentes do campo magnético (vetores de indução) não pode ser empregada. Isto se deve ao elevado nível de ruído na componente vertical do campo nas sondagens realizadas sobre as regiões resistivas. A seguir será descrito a forma da obtenção da direção geoelétrica utilizada neste trabalho. A determinação da direção geoelétrica das estruturas iniciou-se quando todos os dados das estações estavam processados até o nível da análise espectral. O primeiro passo para um processamento mais complexo constitui no emprego do método de decomposição do tensor de impedâncias proposto por Groom e Bailey (1989). Resumidamente, este método pretende separar os parâmetros locais e regionais tanto quanto possível, assumindo que a estrutura local causa apenas distorção galvânica dos campos elétricos. Estes parâmetros são conhecidos como tensor de torção (twist), que gira os vetores do campo elétrico no sentido horário segundo um ângulo correspondente ao arctg (t), e tensor de cisalhamento (shear), que descreve uma anisotropia sobre os eixos que são coincidentes com as bissetrizes dos eixos principais da estrutura regional. O processamento inicial foi realizado com a direção geoelétrica e os parâmetros de torção e cisalhamento variando livremente na freqüência, em todas as treze estações. Resultaram deste processamento diagramas de torção, cisalhamento e direção geoelétrica versus a freqüência para cada uma das estações. Estes treze gráficos foram analisados e escolhidos os compostos pelos parâmetros mais estáveis e caracterizados pela proximidade dos pontos a uma reta no sentido horizontal. Isto indica que para as diferentes freqüências a variação do ângulo permanece em torno de um valor constante independente da frequencia. Os gráficos que apresentaram um melhor padrão de comportamento correspondem a três estações na Serra do Mar (TBT 006, TBT 007 e TBT 009), duas na Serra da Mantiqueira (TBT 011 e TBT 012) e uma sobre a Bacia de Taubaté (TBT 001). 49

Observando a Figura 4.4, que contém as estações escolhidas, percebemos que a torção é o parâmetro mais estável, permanecendo em torno de 0º nas estações TBT 001, TBT 006 e TBT 007. Nas outras estações, embora a torção não esteja em torno de 0º, ela continua sendo o parâmetro mais estável, especialmente em altas freqüências. Para baixas freqüências, nas estações TBT009 e TBT012, todos os parâmetros não se apresentam bem definidos. O próximo passo foi adotar o procedimento sugerido por Groom e Bahr (1992), de fixar o ângulo que representa a direção geoelétrica, variando-o de 5 em 5 graus no intervalo entre 90º e 90º para as seis estações escolhidas. Deixando os parâmetros de torção e cisalhamento livres para variarem na freqüência, geram-se mapas de contorno da torção em função da freqüência e do cisalhamento em função da freqüência para todas as direções. Deste procedimento foram gerados doze gráficos dos quais foram escolhidos quatro, que melhor permitiram a visualização da direção. Estes gráficos estão representados na Figura 4.5 e pertencem às estações TBT 006 e TBT 012 (uma na Serra do Mar e outra na Serra da Mantiqueira). Nesta figura observamos que em todos os quatro gráficos existem bandas verticais de valores constantes. Isto, segundo Groom e Bahr (1992), implica na independência destes parâmetros e, associado a um baixo valor do erro χ 2, indica a direção regional correta. Desta independência dos parâmetros (torção e cisalhamento) também decorre que o modelo de decomposição proposto é realista na faixa da freqüência estudada. No mapa de contorno da torção da estação TBT 012 percebemos duas zonas de maior estabilidade, uma situada entre 40º e 20º e outra entre 50º e 70º, sendo esta uma característica da indeterminação de 90º na direção principal das estruturas. Esses resultados são confirmados pela torção da estação TBT 006. Porém quando observamos o cisalhamento da estação TBT 006 vemos que as bandas verticais de estabilidade tem seus valores um pouco alterados, assumindo os valores de 50º a 30º e 40º a 60º. Finalmente, observando o cisalhamento da estação TBT 012, notamos que a faixa de estabilidade é evidente apenas no lado positivo da direção, entre 10º e 60º. 50

B Direção Geoelétrica C Cisalhamento D Torção 80 TBT 001 80 TBT 006 60 60 40 40 20 20 Graus 0-20 Graus 0-20 -40-40 -60-60 -80-80 Graus Graus 80 60 40 20 0-20 -40-60 -80 10 3 10 2 10 1 10 0 10-1 10-2 10-3 10-4 10 3 10 2 10 1 10 0 10-1 10-2 10-3 10-4 Freq (Hz) Freq (Hz) TBT 007 Graus 80 TBT 009 60 40 20 0-20 -40-60 -80 10 3 10 2 10 1 10 0 10-1 10-2 10-3 10-4 10 3 10 2 10 1 10 0 10-1 10-2 10-3 10-4 Freq (Hz) Freq (Hz) 80 80 60 TBT 011 60 40 40 TBT 012 20 20 0-20 -40-60 -80 Graus 0-20 -40-60 -80 10 3 10 2 10 1 10 0 10-1 10-2 10-3 10-4 Freq (Hz) 10 3 10 2 10 1 10 0 10-1 10-2 10-3 10-4 Freq (Hz) Fig. 4.4 Estações cujos parâmetros torção e cisalhamento e direção tiveram o melhor comportamento. 51

TORÇÃO TBT 006 TORÇÃO TBT 012-3 -2-2 -1 log Freq (Hz) -1 0 1 9.375 -- 12.00 6.750 -- 9.375 4.125 -- 6.750 1.500 -- 4.125-1.125 -- 1.500-3.750 -- -1.125-6.375 -- -3.750-9.000 -- -6.375 log Freq (Hz) 0 1 46.25 -- 60.00 32.50 -- 46.25 18.75 -- 32.50 5.000 -- 18.75-8.750 -- 5.000-22.50 -- -8.750-36.25 -- -22.50-50.00 -- -36.25 2 2 3 3-80 -60-40 -20 0 20 40 60 80 Direção Geoelétrica -80-60 -40-20 0 20 40 60 80 Direção Geoelétrica CISALHAMENTO TBT 006 CISALHAMENTO TBT 012-3 -2-2 -1-1 log Freq (Hz) 0 1 22.81 -- 30.00 15.63 -- 22.81 8.438 -- 15.63 1.250 -- 8.438-5.938 -- 1.250-13.13 -- -5.938-20.31 -- -13.13-27.50 -- -20.31 log Freq (Hz) 0 1 36.88 -- 50.00 23.75 -- 36.88 10.63 -- 23.75-2.500 -- 10.63-15.63 -- -2.500-28.75 -- -15.63-41.88 -- -28.75-55.00 -- -41.88 2 2 3 3-80 -60-40 -20 0 20 40 60 80-80 -60-40 -20 0 20 40 60 80 Direção Geoelétrica Direção Geoelétrica Fig. 4.5 Mapas de contorno dos parâmetros de torção e cisalhamento para as estações TBT 006 e TBT 012. 52

Da interseção de todos esses resultados obtém-se uma banda na faixa de 50º a 60º, a qual contém a direção geoelétrica correta. Partindo da premissa que a direção geológica de todas as principais estruturas da Bacia de Taubaté é em torno de N50E (geográfico) e comparando este dado com os resultados obtidos para a direção geoelétrica, podemos dizer que as direções geológica e geoelétrica são coincidentes. Definiu-se então os dois modos fundamentais de propagação de onda eletromagnética em um meio bidimensional, através da rotação dos dados para a direção 50º. O modo TE será aquele correspondente ao dipolo elétrico rotacionado na direção N50E (paralelo à direção das estruturas geológicas) e o modo TM ao dipolo perpendicular a essa direção. Com este valor definido dá-se continuidade ao processamento e calculam-se a resistividade aparente, a fase e os parâmetros de Groom-Bailey para a direção determinada. Observa-se que agora os parâmetros torção e cisalhamento se mostram independentes da freqüência, como podemos observar no exemplo da Figura 4.6 (as demais estações estão no Apêndice C). Esta condição é esperada quando a direção escolhida é correta. 4.4 Inversão bidimensional Inversão é uma metodologia usada para se chegar a um modelo físico mais próximo das condições atuais, através dos dados obtidos. Neste trabalho foi utilizado o método conhecido como Rapid Relaxation Inversion (RRI), que é um método de inversão iterativa e aplicável a casos bidimensionais dos dados magnetotelúricos com a vantagem de já estar implementado no pacote de programas utilizado (Geotools). O RRI é uma técnica que descreve a Terra em termos de nódulos, onde cada um desses nódulos tem um valor real diferente de resistividade. No RRI, alguns parâmetros podem ser fixados enquanto outros são manipulados e este procedimento é repetido até que os resíduos entre dados observados e calculados se tornem inferiores a um limite previamente 53

Fig. 4.6 Exemplo da independência dos parâmetros de torção e cisalhamento com relação à freqüência. 54

estabelecido. Os perfis resultantes são interpolados para formarem um novo modelo multidimensional, de onde os campos para a próxima iteração são calculados (Smith e Booker, 1991). O modelo de partida para a inversão 2D (Figura 4.7) foi construído segundo parâmetros já conhecidos da literatura. Adotou-se inicialmente o valor de 10.000 Ω.m para a resistividade do embasamento cristalino e um valor de resistividade em torno de 5 Ω.m para a Bacia de Taubaté, dados de Padilha e Vitorello, (1992), a qual possui uma profundidade em torno de 850 m no ponto onde é cortada pelo perfil, estimada por dados de sísmica da PETROBRAS na Bacia de Taubaté (Marques, 1990). Uma camada condutora, com espessura por volta de 10 km e a uma profundidade de 10 km, teve sua resistividade inicial suposta em 100 Ω.m, a partir de inversões 1D preliminares de nossos dados MT. Procedeu-se, então, à inversão bidimensional dos dados, utilizando inicialmente diferentes estratégias para solucionar o problema do ruído estático. O programa RRI trata esse ruído como mais um parâmetro no processo de inversão e tem várias opções disponíveis para tratá-lo: deixá-lo livre ou fixo e até mesmo inverte-lo junto com os outros dados. A primeira inversão foi feita com a opção de cálculo do ruído estático ativada e inversão do ruído estático desativada (Figura 4.8). Uma segunda simulação foi rodada, porém nesta, as opções de cálculo e inversão do ruído estático não foram ativadas (Figura 4.9). E ainda uma última inversão foi feita, mas desta vez com as opções de cálculo e inversão do ruído estático ativadas (Figura 4.10). Os três modelos finais foram comparados entre si, conjuntamente com os resultados das inversões representadas pelas pseudo-seções de resistividade aparente e fase nos modos TE e TM, cujos resultados serão discutidos a seguir. Observando os resultados do primeiro modelo (Figura 4.8), podemos perceber a localização da bacia sedimentar, destacada pelos tons de rosa e situada sob as estações 55

Fig. 4.7 Modelo de partida. 56

Fig. 4.8 Modelo resultante da primeira inversão bidimensional, com opção de cálculo de ruído estático ativada e inversão de ruído estático desativada. 57

Fig. 4.9 Modelo resultante da segunda inversão bidimensional, com as opções de cálculo e inversão do ruído estático desativadas. 58

Fig. 4.10 Modelo resultante da terceira inversão bidimensional, com a opções de cálculo e inversão ruído estático ativadas. 59

TBT 002, TBT 000, TBT 001 e TBT 003, à uma profundidade em torno de 400 m, bastante rasa quando comparada com a obtida pelos dados de sísmica de Marques, 1990. Notamos também que a camada condutora, representada pelos tons de amarelo, possui uma espessura de aproximadamente 2 km nas regiões do perfil correspondentes aos terrenos cristalinos e uma profundidade media do seu topo em torno de 1 km, sendo mais evidente na região abaixo da Serra do Mantiqueira. A distância entre seu topo e a superfície é mantida aproximadamente constante ao longo de todas as estações sobre os terrenos cristalinos e sua presença na região abaixo da Bacia de Taubaté evidencia a continuidade desta camada condutora ao longo de todo o perfil. Analisando agora os resultados da segunda inversão (Figura 4.9), notamos que a profundidade da Bacia de Taubaté se aproxima mais do esperado e a camada condutora se mostra bastante evidente na porção situada abaixo da Serra do Mar, com profundidade media do seu topo em torno de 1 km. Percebemos também que à partir da região correspondente a estação TBT 008 a camada condutora inicia uma inclinação e se mantém assim até a estação TBT 002, localizada à bacia sedimentar. Esta camada tem continuidade na região abaixo do terreno sedimentar, porém entre as estações TBT 002 e TBT001 sua intensidade é menor do que a intensidade que vinha mantendo desde as estações na Serra do Mar até a primeira estação da Bacia de Taubaté (TBT 002). A camada condutora finalmente sofre uma pequena interrupção sob a estação TBT 003, reaparecendo na região abaixo da Serra da Mantiqueira, com fraca intensidade e uma profundidade media do seu topo em torno de 5 km, sendo esta, maior do que a profundidade apresentada pelo topo da camada condutora na região sob a Serra do Mar. Quanto à definição dos contornos, na região correspondente à Serra do Mar, a camada condutora tem seus limites bem mais definidos do que na região correspondente à Serra do Mantiqueira. Para a terceira inversão (Figura 4.10), os resultados foram satisfatórios no que diz respeito às dimensões da bacia sedimentar. A camada condutora quando está sob a Serra do Mar possui as dimensões e localização bem próximas da inversão anterior se assemelhando também na região onde se tem o início da inclinação. Porém a camada 60

condutora diminui sua intensidade, até mesmo sob a estação TBT 002 localizada na borda da bacia, o que não aconteceu na segunda inversão e a lacuna existente entre os trechos do perfil abaixo da Serra do Mar e abaixo da Serra da Mantiqueira é maior do que na inversão anterior. O trecho da camada condutora abaixo da Serra da Mantiqueira na região correspondente à estação TBT 011 apresenta-se com intensidade semelhante à região abaixo da bacia sedimentar, na seqüência esta camada tem sua intensidade aumentada (TBT 012) e seus contornos bem definidos. Analisando a Figura 4.11 onde temos os dados originais, isto é, antes da inversão, podemos observar o comportamento da camada condutora na pseudo seção de resistividade aparente no modo TE. Comparando com os dados obtidos após as três modelagens, vemos que a resistividade aparente, tanto da primeira (Figura 4.12) quanto da segunda (Figura 4.13) se comporta de maneira muito similar aos dados originais, transparecendo o ajuste que o modelamento proporcionou. Porém nos dados após a terceira inversão 2D (Figura 4.14) é nítido um ajuste inadequado na parte mais inferior da bacia. O mesmo tipo de comparação ocorre com as pseudo-seções de resistividade aparente no modo TM (Figuras 4.15, 4.16, 4.17 e 4.18). A pseudo-seção de fase no modo TE também reproduz um resultado bastante satisfatório para a primeira (Figura 4.20) e segunda (Figura 4.21) inversão bidimensional, mas quando comparamos os resultados das inversões bidimensionais com os dados originais (Figura 4.19) percebemos que o resultado da terceira inversão (Figura 4.22) é inferior ao ajuste das duas primeiras. Porém, a pseudo seção de fase no modo TM se comporta de maneira um pouco diferente. Observamos que apenas o modelamento resultante da primeira inversão bidimensional (Figura 4.24) tem um bom ajuste quando comparado com os dados originais (Figura 4.23). O resultado da segunda inversão (Figura 4.25) não conseguiu ajustar a porção situada sob os sedimentos, mas a camada condutora se mostra bastante evidente embora não seja contínua na região abaixo da bacia. O mesmo aconteceu no ajuste do terceiro modelamento (Figura 4.26). 61

Fig. 4.11 Dados originais RhoTE. Fig. 4.12 Dados após a primeira inversão bidimensional RhoTE. 62

Fig. 4.13 Dados após a segunda inversão bidimensional RhoTE. Fig. 4.14 Dados após a terceira inversão bidimensional - RhoTE. 63

Fig. 4.15 Dados originais RhoTM. Fig. 4.16 Dados após a primeira inversão bidimensional RhoTM. 64

Fig. 4.17 Dados após a segunda inversão bidimensional RhoTM. Fig. 4.18 Dados após a terceira inversão bidimensional - RhoTM. 65

Fig. 4.19 Dados originais PhsTE. Fig. 4.20 Dados após a primeira inversão bidimensional PhsTE. 66

Fig. 4.21 Dados após a segunda inversão bidimensional PhsTE. Fig. 4.22 Dados após a terceira inversão bidimensional - PhsTE. 67

Fig. 4.23 Dados originais - PhsTM. Fig. 4.24 - Dados após a primeira inversão bidimensional PhsTM. 68

Fig. 4.25 Dados após a segunda inversão bidimensional PhsTM. Fig. 4.26 Dados após a terceira inversão bidimensional PhsTM. 69

Este ajuste inadequado nas pseudo-seções no modo TM pode ser explicado pelo fato que, segundo Berdichevsky et al. (1998), o modo TM é mais sensível próximo às estruturas superficiais, enquanto que o TE é mais sensível às estruturas profundas. Por isso se obteve um ajuste satisfatório para a porção situada abaixo da bacia sedimentar para o modo TE. De posse dos três modelos e após ter sido feito um estudo sobre seus resultados finais percebemos que os resultados da primeira inversão, a princípio, foram os que melhor ajustaram os dados, inclusive a fase do modo TM. Porém o modelo resultante da primeira inversão (Figura 4.8) não possui significado geológico, pois seus valores de resistividade são muito baixos em toda a região (inclusive para as rochas cristalinas) e a Bacia de Taubaté não apareceu claramente representada, inutilizando desta forma os seus resultados. Analogamente, os dois outros modelos também não tem significado geológico, pois mostram uma expressiva camada condutora próxima à superfície sob a Serra do Mar. Essa camada, tem seu topo em torno de 1 km de profundidade sendo mais rasa do que o topo das camadas condutoras encontradas na literatura, em torno de 10 km. Mesmo em trabalhos pertencentes à Faixa Ribeira (que se estende do sul do estado da Bahia até o Cráton Luís Alves em Santa Catarina), da qual a Bacia de Taubaté também faz parte, a camada condutora se apresenta com a profundidade esperada, como apresentado por Figueiredo (1997). Depois de esgotado todos os recursos no âmbito da resistividade aparente, deu-se maior importância à fase na etapa seguinte do processamento. Este procedimento tem sido muito usado atualmente e nada mais é do que fazer com que as curvas correspondentes à fase tenham um bom ajuste e as curvas correspondentes à resistividade aparente tenham apenas a mesma forma da curva observada, sem um ajuste ponto a ponto. Isto permite que o modelo reflita as tendências regionais de resistividade aparente sem se importar em ajustar características irregulares locais causadas pelos ruídos estáticos 70

(Jones et al., 1993). Para isto, foram repetidos os mesmos passos das modelagens anteriores, porém agora usando o recurso de atribuir uma barra de erros bastante grande para a resistividade aparente e sem levar em conta o efeito do ruído estático, já que este não tem influência nenhuma sobre a fase. A inversão bidimensional foi feita e o resultado obtido pode ser visto na Figura 4.27. Durante a análise dos resultados desta quarta inversão nota-se que a profundidade da Bacia de Taubaté está dentro do esperado e que a camada condutora ocupa a porção médio inferior da crosta, próximo ao que a literatura descreve para a localização dessas camadas condutoras (profundidade de 10 km). Outro fato importante é que o topo desta camada se apresenta a uma profundidade aproximadamente constante ao longo de todo perfil (tanto no segmento abaixo da Serra do Mar como no segmento abaixo da Serra da Mantiqueira), o que não aconteceu no resultado das três inversões bidimensionais anteriores que apresentavam uma forte discrepância de profundidade entre os dois segmentos da camada condutora. Também neste modelamento, a porção situada abaixo da bacia de Taubaté tem uma configuração diferente quando comparada com o resultado dos outros três modelamentos, porém esta porção é entendida como mero ajuste de dados já que o método não alcança profundidades abaixo da bacia sedimentar devido ao amortecimento dos sinais. Esse resultado não tem portanto grande significado, da mesma forma que para as três inversões bidimensionais anteriores. As Figuras 4.28 e 4.29 mostram os resultados obtidos por esse modelo para a fase nos modos TE e TM respectivamente. Quando comparamos a pseudo-seção de fase do modo TE com os dados originais de fase TE (Figura 4.19), notamos que ela nos mostra um bom ajuste. Comparado aos resultados das outras três inversões, podemos dizer que este último resultado tem o melhor ajuste de todos. Observando agora a pseudo-seção de fase do modo TM, observamos que para a porção situada abaixo da bacia não se obteve um bom ajuste quando comparado com os dados originais de fase TM (Figura 71

Fig. 4.27 - Modelo resultante da quarta inversão bidimensional, quando se deu maior ênfase ao cálculo da fase. 72

Fig. 4.28 Dados após a quarta inversão bidimensional PhsTE. Fig. 4.29 Dados após a quarta inversão bidimensional - PhsTM. 73

4.23), mas isto também foi observado nas outras três inversões. Este fato também é explicado devido ao modo TM ser mais sensitivo próximo às estruturas superficiais e desta forma este modo não ajusta bem os dados mais profundos encobertos pela bacia sedimentar (Berdichevsky et al.,1998). Analisando os resultados das quatro inversões bidimensionais, chegamos a conclusão que o modelo mais adequado ao esperado foi o resultante da quarta inversão (Figura 4.27). Nele a Bacia de Taubaté permaneceu com as devidas proporções, ficando evidente uma camada condutora em torno de 10 km de profundidade e permanecendo a esta mesma profundidade ao longo de todo o perfil. Esta camada apareceu sob a região correspondente à Serra do Mar e, após pequena interrupção na região correspondente à Bacia de Taubaté, reapareceu sob os terrenos da Serra da Mantiqueira, o que pode ser considerado um indício da sua continuidade. Há um outro ponto importante que também contribui para a sustentação deste modelo baseado no ajuste de dados associado a um baixo valor do erro χ 2. Segundo Aprea et al. (1998) um bom resultado foi encontrado quando seus dados foram invertidos usando uma versão modificada do RRI 2D e ajustados para um erro de χ 2 de (2,1), sendo que o valor do ajuste ideal para o erro seria a unidade. Comparando esse resultado com o valor do ajuste do erro χ 2 de (1,2) encontrado nesta inversão bidimensional percebemos que este valor se aproxima bastante do valor ideal, o que consequentemente torna a inversão confiável. Com base nesses resultados construiu-se um modelo simplificado para a estrutura geoelétrica sob o perfil MT da região em estudo (Figura 4.30). A parte superficial foi baseada nas informações AMT disponíveis (Padilha e Vitorello, 1992) e a parte mais profunda nos resultados da inversão bidimensional da Figura 4.27. Nesse último caso, considerou-se uma camada condutora a 10 km de profundidade abrangendo toda a região. Uma condutância de 10 S foi associada à camada (no caso exibido na Figura 4.30, espessura de 1 km e resistividade de 100 Ω.m). 74

Fig. 4.30 Modelo simplificado para a estrutura geoelétrica. 75

Uma comparação entre as fases (modos TE e TM) gerados por esse modelo e os nossos dados experimentais é mostrado nas Figuras 4.31a, b, c, e d. Com exceção do modo TM nas estações sobre a Bacia de Taubaté, fato este devido ao modo TM ser mais sensitivo próximo às estruturas superficiais e desta forma observa-se um ajuste adequado para os dados, apesar do modelo adotado ser extremamente simplificado. 76

Fig. 4.31a Comparação entre as fases (modos TE e TM) gerados pelo modelo simplificado da Figura 4.30 e os dados experimentais, para todas as estações. O conjunto de curvas superior representa o modo TE e o inferior o modo TM. As curvas representadas por uma linha contínua mostram o resultado do cálculo direto e símbolos com barras de erros mostram os dados experimentais. 77

Fig. 4.31 b (Mesma que a anterior). 78

Fig. 4.31 c (Mesma que a anterior). 79

Fig. 4.31 d (Mesma que a anterior). 80