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BIBLIOGRAFIA
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INTRODUÇÃO
A caracterização de corpos reservatórios, paraóleo, gás ou água é um dos principais objetivos de umprojeto de exploração. A caracterização de um corporeservatório se dá através de uma classificação domesmo segundo determinados parâmetros, tais como:litologia, geometria, volume, capacidade, profundida-de, litologias adjacentes, heterogeneidades internas,conectividades, permeabilidade, porosidade edescontinuidades (Barwis et al., 1990). O presenteestudo apresenta um modelo de caracterização de cor-pos reservatórios associados a ambientes parálicos,objetivando discutir suas geometrias, conectividades,continuidades e relações genéticas, em modelosmultiescalares, conforme uma classificação de escalasproposta, com 5 níveis de heterogeneidades, a qualabrange desde heterogeneidades de seqüênciasdeposicionais (nível 1) até heterogeneidades de grãos,cimentos e poros (nível 5). Foram abordadasheterogeneidades nas escalas de seqüências depo-
Pesquisas em Geociências, 29(2): 3-20, 2002ISSN 1518-2398
Instituto de Geociências, UFRGSPorto Alegre, RS - Brasil
Aplicação da Estratigrafia de Seqüências para Caracterização em Multiescalade Reservatórios no Grupo Guatá (Eopermiano da Bacia do Paraná) na
Região de São Gabriel - RS, Brasil
JULIANO KÜCHLE1 & MICHAEL HOLZ
2
1 Bolsista Convênio UFRGS-ANP. Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Instituto de Geociências, Caixa Postal 15001,CEP 91509-900, Porto Alegre, RS-Brasil. [email protected]
2 Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Instituto de Geociências, Caixa Postal 15001,CEP 91509-900, Porto Alegre, RS-Brasil.
(Recebido em 03/02. Aceito para publicação em 12/02)
Abstract - Detailed stratigraphic analysis of the Early Permian Rio Bonito and Palermo Formations of the intracratonicParaná Basin in the region of São Gabriel County has been used for a study on reservoir characterization of paralicsandstones. Two main depositional systems were recognized, a fluvial-dominated delta system at the base and a wave-dominated barrier island system at the top, with an intervening succession characterized by a delta system with alternatedwave and fluvial influence. The succession is divided in two third-order depositional sequences, enclosing thirteen fourth-order parasequences. This high-resolution stratigraphic framework was the base for a multiscale approach on reservoircharacterization of the paralic sandstone bodies of the two sequences. Reservoir heterogeneities are discussed, starting fromthe scale of depositonal sequence (heterogeneity level 1), passing down to heterogeneity at the scale of systems tracts(heterogeneity level 2) and finalizing with an approach at parasequence scale (heterogeneity level 3). Main control onheterogeneity at the first level - depositional sequences - is base-level variation as generating mechanism for unconformities(sequence boundaries) and the sediment type and rate. At the second level -systems tracts - the reservoir heterogeneity iscontrolled by the lateral and vertical variations in thickness of particular systems within the different systems tracts and bythe stratigraphic signatures of the bounding surfaces (sequence boundaries, transgressive surfaces and flooding surfaces),and at the third level the minor flooding surfaces control internal heterogeneity, reservoir continuity and connectivitiesbetween reservoirs. At this scale, five paralic reservoir bodies were recognized, with thickness range from 5 to 25 meters.The study has a twofold importance: it is useful as a predictive tool for similar geologic settings in producing oil fields,and may also be used for geologic characterization of the aquifer in the study area.
Keywords - reservoir characterization, Rio Bonito Formation, sequence stratigraphy, multiscale models.
sicionais (heterogeneidades de nível 1), tratos de siste-mas (heterogeneidades de nível 2) e parasseqüências(heterogeneidades de nível 3).
A área escolhida para este estudo foi a regiãode São Gabriel, centro-oeste do Rio Grande do Sul,borda sudeste da Bacia do Paraná (Fig.1), uma baciaintracratônica de idade Ordoviciana a Cretácica,aflorante na porção centro-sul do Brasil, assim comona Argentina, Uruguai e Paraguai, abrangendo umaárea de cerca de 1.500.000 quilômetros quadrados(Milani, 1997). A área de estudo é constituída porrochas sedimentares do Grupo Guatá (Formações RioBonito e Palermo), conforme coluna litoestratigráficaproposta por Schneider et al. (1974), de idadeeopermiana (Fig.2), relacionadas a ambientesparálicos (deltaicos e marinhos rasos), de sedimenta-ção tectono-eustaticamente condicionada por umevento transgressivo de 2a ordem, compondo aSupersseqüência Gondwana I (Milani, 2001), ondeforam individualizas neste estudo seqüênciasdeposicionais de 3a ordem. Para a caracterização dos
Em respeito ao meio ambiente, este número foi impresso em papel branqueado por processo parcialmente isento de cloro (ECF).
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reservatórios, utilizou-se a estratigrafia de seqüênciasde alta resolução (sensu Van Wagoner et al., 1990 eWilgus et al., 1988), pois com sua base teórica gené-tico-estratigráfica, o estabelecimento de um arcabou-ço cronoestratigráfico apresenta um maior detalha-mento de eventos controladores da sedimentação efornece superfícies cronoestratigraficamente impor-tantes (e.g., limites de seqüência, limites de parasse-qüência, etc.) as quais são utilizadas como delimita-doras de reservatórios.
A escolha da área deu-se ao fato do estudoda Formação Rio Bonito ser clássico na literaturaestratigráfica brasileira devido a suas camadas decarvão (maior jazida brasileira). No Rio Grande dosul, novas abordagens estratigráficas foram realiza-das, podendo citar Holz (1995), Lopes (1995),Carlucci (1998) e Kuhn (1999), os quais propõemarcabouços cronoestratigráficos de 3a ordem paravárias áreas da borda sudeste da Bacia do Paraná noestado gaúcho. Desta forma, estes estudos disponi-bilizam para a Formação Rio Bonito uma abundantequantidade de dados e um bem estabelecido arca-bouço estratigráfico, tornando esta unidade um bom
alvo para estudos de desenvolvimento de modelosde caracterização de corpos reservatórios.
OBJETIVOS E MÉTODOS
O objetivo principal deste trabalho é realizaruma caracterização dos corpos areníticos relaciona-dos a ambientes de sedimentação parálicos para ser-vir de modelo para reservatórios de óleo, gás ou água,fornecendo assim conceitos teóricos e modelos práti-cos para a caracterização de reservatórios, e identifi-car nestes reservatórios heterogeneidades multiesca-lares. Para se obter esta classificação foram utilizadosdez furos de sondagem de recuperação total em bitolade 5 cm. de diâmetro, sempre atingindo o embasa-mento. Estes furos de sondagem foram realizadospela Companhia de Pesquisa de Recusos Minerais(CPRM-RS) e pelo Departamento Nacional deProspecção Mineral (DNPM), no projeto Carvão noRio Grande do Sul. A relação de furos e respectivametragem analisada é apresentada no quadro 1.
Os furos de sondagem foram descritos rele-vando-se a identificação de fácies, agrupadas em su-
Figura 1 - Localização da área de estudo e dos furos de sondagem utilizados.
ARGENTINA
SANTA CATARINA
N
0 km 100
LEGENDA
Sedimentos CenozóicosRochas Vulcano-sedimentaresMesozóicasRochas Sedimentares PaleozóicasEmbasamento Granito-gnáissico eMetamórfico Pré-cambriano/Cambriano
LEGENDASondagens descritas
Estradas
NGrupo Guatá
Embasamento pré-Cambriano
0 5 10km6630 000
6640 000
6650 000
6660 000
6670 000790 000780 000770 000760 000750 000
São Gabriel
LAG
OA D
OS P
ATO
S
5
cessões de fácies e interpretadas a partir de compa-rações com modelos de fácies e classificadas comocomponentes de sistemas deposicionais. A estrati-grafia de seqüências foi aplicada para o estabeleci-mento do arcabouço estratigráfico, dentro do qualforam identificados os potenciais corpos reservatóri-os e suas heterogeneidades em modelos multiescala.
RESULTADOS OBTIDOS
Sistemas deposicionais
As associações faciológicas descritas foram in-terpretadas como o registro de dois sistemas depo-sicionais: sistema deposicional deltaico dominado porsistemas fluviais (Galloway & Hobday, 1998) e sistemadeposicional marinho raso dominado por ondas, confor-me o quadro 2 e a figura 3, que apresenta as associaçõesfaciológicas e a figura 4 que mostra a compartimentaçãodos sistemas deposicionais reconhecidos.
O sistema deposicional deltaico (Fig.4a) foireconhecido principalmente pelos sedimentitos do-
minantemente grosso, com abundantes estruturassedimentares trativas e associado com níveis de car-vão, em sucessões faciológicas caracteristicamentedeltaicas. Foi compartimentado em (a) PlanícieDeltaica, que representa a porção emersa do delta,geomorfologicamente caracterizada como uma pla-nície fluvial e baías intercanais distributários; a (b)Frente Deltaica é a região de descarga de sedimen-tos no corpo d’água, caracterizada por ser uma áreade eventos episódicos de sedimentação (Reading,1996), geralmente com sedimentação grossa (areni-tos grossos a médios, subarcoseanos, subarredon-dados e mal selecionados). O (c) Prodelta é a regiãomais distal do delta, caracterizada pelos mesmoseventos deposicionais da frente deltaica, porém de-vido a sua distância da boca distributária, somenteaportam no prodelta sedimentos finos.
O Sistema Deposicional Marinho Raso Do-minado por Ondas (Fig.4b) foi reconhecido pela suacaracterística sucessão de fácies, com argilitos esiltitos com arenito formando estruturas do tipo wavye linsen, arenitos quartzosos bem selecionados maci-ços ou com estratificações hummocky e swaley crossstratification. Foi compartimentado em (a) Back-barrier, que é a zona geograficamente atrás da barrei-ra arenosa costeira, onde ocorrem corpos lagunares -geradores de turfa, e leques de washover; o (b)Foreshore é a zona de ação de ondas normais, carac-terizada por ser uma zona de processos trativos; o (c,d) Shoreface Superior a Médio é a zona de ação deondas de tempestade, registradas pela estratificaçãocruzada hummocky. A separação em shoreface supe-rior se dá quando ocorrem hummockys amalgamados(swaley cross stratification), sem a presença de lamainterset e em shoreface médio quando ocorremhummockys com gradação normal e lama interset(Dott & Burgeois, 1982); o (e) Shoreface inferiorencontra-se na porção mais distal da zona de ação deondas de tempestade, onde a ação da onda sobre ofundo é bem incipiente, sendo caracterizado porpelitos com arenito gerando estruturas do tipo wavy elinsen; por fim, o (f) Offshore é a zona da plataformaonde não ocorrem mais processos relacionados a re-gimes de ondas, e as correntes são relativamente fra-cas, gerando assim uma sedimentação por decantaçãode argilas e silte, geralmente com alto conteúdo dematéria orgânica.
Estratigrafia de seqüências
Variações verticais dos sistemas deposicio-nais possibilitaram uma análise do comportamento do
Figura 2 - Posicionamento cronoestratigráfico do intervalo de estudo.Intervalo cronoestratigráfico conforme Holz (1995); Aloestratigrafia con-forme Milani (1997); Litoestratigrafia conforme Schneider et al. (1974).
DIadatoC)m(acob
.forPotnemasabmE
)m(
etimiLodroirepus)m(odutse
megartemadasilana
)m(
10-GS 09 97 00 97
20-GS 57 031 00 031
30-GS 58 861 07 89
40-GS 031 38 52 85
50-GS 58 762 001 761
70-GS 001 571 08 59
80-GS 09 921 03 99
31-GS 08 712 031 78
41-GS 08 862 011 851
71-GS 501 633 342 39
Quadro 1 - Relação dos furos de sondagem utilizados (Furos realiza-dos pela CPRM/DNPM).
6
Figura 3 - Fotografias das principais fácies descritas na tabela 2.
SG-0454,70
SG-0451,3m
(a): Conglomerados suportados pelosclastos, representando registro decanais de planície deltaica.
(b): Siltito com fragmentos de folhasparalelos aos planos de estratifica-ção, interpretado como depósitointercanal de planície deltaica.
(c) & (d): Arenitos grossos com estratificações cruzadasplanares e acanaladas, subarcoseanos, mal-sele-cionados, com drapes de lama e abundantescontatos basais erosivos, representando o registrode frentes deltaicas.
(c) (d)
0 1
2 3
4 5
0 1
2
3
4 5
(e): Arenito fino, quartzoso,bem selecionado, comlaminação plano-para-lela e truncamentos debaixo ângulo (estratifi-cação swash), interpre-tado como depósito deforeshore.
(f)
(f) & (g): Arenitos finos, bem selecionados, comestratificações cruzadas hummocky, re-presentando o registro de shoreface médio.
SG
-05
144,
55m
(h): Pelitos com lentes e camadas de arenitos - estruturas wavy e linsen,ripples e truncamentos por ondas, interpretados como depósitos deshoreface inferior.
7
Quadro 2 - Associações de fácies dos respectivos sistemas deposicionais (fotografias das fácies na figura 3).
Figura 4 - Morfologia e compartimentação em subsistemas do sistema deposicional deltaico (a) e do sistema deposicional marinho rasodominado por ondas (b).
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BB: Backbarrier SHm: Shoreface MédioFS: Foreshore SHi: Shoreface InferiorSHs: Shoreface Superior OFS: Offshore
Nível basede ação deondasnormais
Nível basede ação deondas detempestade
NM
(b) SISTEMA DEPOSICIONAL MARINHO RASODOMINADO POR ONDAS
(b) SISTEMA DEPOSICIONAL DELTAICO
PLD: Planície DeltaicaFRD: Frente DeltaicaPRD: Prodelta
NM
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registro relacionado a variações tectono-eustáticas donível do mar, determinando progradações, retrogra-dações ou agradações. A partir do reconhecimento edelimitação dos padrões de empilhamento, e reconhe-cimento das superfícies cronoestratigráficas nos furosde sondagem, foram identificadas duas seqüênciasdeposicionais de 3a ordem (cf. Vail et al., 1991) e umtotal de treze parasseqüências representando varia-ções de ordem maior, sendo este arcabouço propostoapresentado esquematicamente na figura 5. Foramelaborados perfis estratigráficos tendo como datum olimite de parasseqüências 7 (LPS7), de marcanteocorrência em toda a área e representando um eventode inundação, onde as frentes deltaicas (arenitosgrossos com cruzadas) são sobrepostas por sistemasde shoreface (arenitos finos com hummocky), (Figs.6 e 7).
A Seqüência Deposicional 1 (SEQ1) inicia-se com a deposição de um sistema deltaico sobre oembasamento, caracterizando o Trato de Sistemas
de Mar Baixo da seqüência 1 (TSMB1), o qual épontuado por discretos eventos de inundação mar-cando assim as parasseqüências basais. No topodestas, reconhece-se um evento transgressivo, ondeo sistema deltaico passa a se intercalar com sistemasde shoreface, os quais se instauram retrabalhando asfrentes deltaicas, formando o Trato de SistemasTransgressivo da SEQ1 (TST1). A superfícietransgressiva (ST1) é marcada por arenitos médiosde frentes deltaicas na região mais proximal (ao sulda área), que gradam para argilitos (e arenitos su-bordinados) de shoreface inferior (subordinada-mente médio) na região mais distal (ao norte daárea). Discretas ocorrências de fácies de shorefaceinferior e offshore marcam eventos de inundação demaior freqüência registrando assim as parasse-qüências do Trato de Sistemas Transgressivo 1, queé caracterizado pelo sucessivo desaparecimento dossistemas deltaicos em direção ao topo da seção edominância de sistemas marinhos rasos. A superfí-
Figura 5 - Arcabouço cronoestratigráfico proposto neste trabalho para a região de São Gabriel - RS.
SeqüênciasDeposicionais
Tratos deSistemas Parasseqüências
Reservatóriosde nível 3
SistemasDeposicionais Litoestratigrafia
SE
Q2
SE
Q1
TST2
TSMB2
ST2
LS2
SIM1 TSMA1
TST1
ST1
TSMB1
PS12
PS11
PS10
PS9
PS8
PS7datum
PS6
PS5
PS4
PS3
PS2
PS1
PS0
EMBASAMENTO
(espess. média)
EPSILON5,5m
GAMA11m
DELTA
14,5m
BETA17,5m
ALPHA9m
SHOREFACE INF.
SHOREFACE MED./INF.
SHOREFACE SUP./MED.
SHOREFACE INF./OFFSHORE
SHOREFACE SUP./MED.
DELTAICO/SHOREFACE MED.
DELTAICO
Fm.Palermo
Fm.Rio Bonito
9
Figura 6 - Perfil estratigráfico de orientação dip, com correlação dos potenciais corpos reservatórios caracterizados em heterogeneidades de nível3 (parasseqüências).
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SG
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SG
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-17
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ível 3
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Perfil STRIKE Central
SG-07/SG-13/SG-03
LEGENDASuperfícies
Limite de seqüênciasSup. de Inund. MáximaSup. TransgressivaLimite de Parasseqüência
Sistemas Deposicionais
Planície Deltaica
Frente Deltaica
Prodelta
Shoreface sup./med.
Shoreface inf./offshore
Embasamento
W 4,2km
SG-13
11,2kmSG-07
SG-03E
RESERVATÓRIOS
RESERVATÓRIOEPSILON
RESERVATÓRIODELTA
RESERVATÓRIOGAMA
RESERVATÓRIOBETA
RESERVATÓRIOALPHA
0
5
10m
TST2
TSMB2
TSMA1
DATUM
TST1
SE
Q 2
SE
Q 1
11
cie de máxima inundação é marcada pelas fácies deoffshore (argilitos com laminação plano-paralela). OTST1 é sucedido pelo Trato de Sistemas de MarAlto 1 (TSMA1), representado por dominantementeargilitos com laminação plano-paralela e subordi-nadamente por arenitos finos com hummocky, emum padrão de empilhamento incipientemente pro-gradante. O TSMA1 têm seu topo erodido pelo limi-te basal da seqüência deposicional 2.
A seqüência deposicional 2 (SEQ2) inicia-se com a deposição de arenitos de shoreface superi-ores a médios (Trato de Sistemas de Mar Baixo 2 -TSMB2), caracterizando um contexto de baseabrupta sobre os argilitos do TSMA1, relacionado auma regressão forçada e interpretado como oregistro de um sharp-based shoreface (Plint, 1988).As parasseqüências do TSMB2 são limitadas pelasocorrências de fácies de shoreface inferior, retratan-do eventos de inundação de uma ordem maior. OTrato de Sistemas Transgressivo 2 (TST2), é retra-tado pela diminuição da ocorrência de fácies deshoreface superior a médio, dominando assim siste-mas de shoreface inferior e offshore. O final doTST2 encontra-se fora do intervalo de estudo, quelimita-se quando cessam as ocorrências de arenitose sucedem-se as espessas camadas de argilitosheterolíticos da Formação Palermo (coluna litoes-tratigrafia da figura 5).
Caracterização dos potenciais corposreservatórios
A partir da década de 90, quando o para-digma da estratigrafia de seqüências entrou em fasede “arrumação”, a caracterização de reservatóriossob a óptica desta nova ferramenta de análiseestratigráfica, vem conquistando um espaço cadavez maior no meio acadêmico e nas empresas deexploração. Descobertas de novos campos petrolífe-ros, e principalmente, a reabertura de campos consi-derados esgotados também marcaram esta fase daestratigrafia de seqüências (e.g., Barwis et al., 1990e Posamentier et al., 1995).
Portanto, a caracterização de reservatórios écrucial para a produção de um campo petrolífero,em quaisquer fases de sua produção: exploração,quantificação, planejamento, desenvolvimento egerenciamento (Barwis et al., 1990). Não somentena produção de combustíveis fósseis a caracteriza-ção de reservatórios é fundamental. A exploração deágua subterrânea em grande escala ou em áreas comsérios problemas de captação também pode utilizar
a análise por estratigrafia de seqüências para carac-terização de aqüíferos para uma maior e melhorprodução.
Heterogeneidades
Essencialmente, a caracterização de reserva-tórios se dá através da identificação, classificação einterpretação de variações de heterogeneidades. Aheterogeneidade é definida como uma mudança emum ou mais dos seguintes parâmetros: granulome-tria, composição mineralógica (dos grãos e damatriz), cimentos, permo-porosidade, estruturassedimentares (primárias ou secundárias), estruturasbiogênicas, geometria externa, padrão de empilha-mento, descontinuidades internas e conectividades(Galloway & Hobday, 1998). Variações faciológicasde arenitos finos para grossos geram variações depermo-porosidade para cada fácies, criando assimuma heterogeneidade; diferentes estruturassedimentares em um mesmo arenito (e.g., cruzadasplanares e laminações plano-paralelas) apresentamunidades de fluxo tridimensionais diferentes; cama-das de arenitos intercaladas com argilitos geramheterogeneidades na forma de descontinuidades edesconectividades de reservatórios.
Escalas de heterogeneidades
A análise de heterogeneidades pode variardesde observações micrométricas de cimentaçõesdiagenéticas até mapeamentos em centenas de quilô-metros de seqüências sedimentares. Desta forma, omelhor método de análise é utilizando o conceito demultiescala, onde cada nível de observação forneceum tipo de dado, e a integração e intercorrelaçãodestes dados obtidos em diferentes escalas estabele-ce uma completa análise do reservatório e suas pro-priedades.
Um ponto importante de se trabalhar com oconceito de multiescala é a possibilidade de determi-nação do grau de detalhe da análise, a partir da quan-tidade de dados (furos de sondagem, afloramentosdescritos, mapas geológicos) e qualidade de dados(tipos de testemunhagem, qualidade das exposições,escalas dos mapas). Desta forma, pode-se estabelecerdentro dos níveis multiescalares, os quais se obtémresolução para análise.
Como a ferramenta de análise é uma estra-tigrafia baseada no reconhecimento e correlação desuperfícies cronológicas ou relacionadas a eventos,a classificação de escalas também se encontra hie-rarquicamente dependente das superfícies-chave da
12
estratigrafia de seqüências. A classificação de esca-las de heterogeneidades apresentada a seguir foimodificada a partir das propostas de Galloway &Hobday (1998), Dryer, apud Borghi (2000) e Jordan& Pryor (1992).
Foram aqui identificados 5 níveis hierárqui-cos de escalas de heterogeneidades, conforme a fi-gura 8:
Nível 1 - Seqüências deposicionais: as heterogenei-dades de nível 1 envolvem variações entre seqüên-cias deposicionais. Estas variações estariam relacio-nadas a ordens maiores de eventos tectono-eustáticos, gerando assim seqüências com maiorespacotes de areia, ou com geometrias e conectivi-dades favoráveis. Nesta escala, limites de seqüên-cias seriam tratados como grandes descontinuidadesentre reservatórios ou elementos desconectadores(devido ao grande desequilíbrio geoquímico geradopelo rebaixamento do nível do mar, produzindo as-sim condições diagenéticas totalmente diferentes nolocal do limite de seqüências, condições estas dife-renciadas das condições diagenéticas no restante daseqüência deposicional). O nível 1 geralmenteabrange dezenas a centenas de metros, e é útil paragrandes correlações na escala da bacia.
Nível 2 - Tratos de sistemas: abrange heterogenei-dades relacionadas a tratos de sistemas. Equivale aclássica “escala de reservatório” c.f. Borghi, 2000. Éum nível importante, pois a maioria dos reservatóri-os de petróleo encontram-se nesta escala. Outro as-pecto é a compartimentação e condicionamente ge-rado pelas superfícies limítrofes. O limite deseqüências já foi abordado como gerador potencialde heteroge-neidades no nível 1; sua ocorrência emnível 2 também é considerada importante. A super-fície trans-gressiva é considerada também uma su-perfície potencial para compartimentação deheterogeneidades pois em sistemas parálicos oseventos transgressivos podem causar erosões consi-deráveis (Plint, 1988), causando mudanças abruptasde fácies e conseqüentemente, compartimentaçõesde heterogeneidades. Por fim, a superfície de inun-dação máxima, associada a sedimentitos finos daseção condensada, é um grande potencial para aocorrência de compartimentações ou até descone-ctividades de reservatórios. Além disso, a estruturafaciológica dos tratos de sistemas relacionada assuas variações fornece corpos areníticos de espessu-ra considerável intercalados com sedimentos finos,gerando assim, importantes heterogeneidades degrandes dimensões.
Nível 3 - Parasseqüências: em um nível maior dedetalhe do reservatório, são observadas descontinui-dades internas e desconectividades relacionadas aeventos de inundação de maior ordem, que são de-nominados no registro geológico como parasseqüên-cias. Nesta escala, os limites de parasseqüênciaatuam como potenciais geradores de descontinui-dades internas e desconectividades de reservatório.Análises nesta escala são importantes para se obteruma boa resolução de detalhe do reservatório, a fimde identificar tendências de fluxo, continuidades eisolamentos de corpos areníticos.
Nível 4 - Fácies: envolve variações de heterogenei-dade ao nível de fácies. A fácies como elementoformador básico de sucessões sedimentares podeapresentar uma gama imensa de variações deheterogeneidades. A caracterização de fácies podefornecer importantes subsídios para compreensõesde detalhe em zonas específicas do reservatório,assim como estabelecer padrões de variação deheterogeneidade dentro das parasseqüência. Outrodado importante a ser obtido neste nível são os en-saios de permo-porosidade e o estabelecimento deintensidades de fluxo.
Nível 5 - Grãos, matriz e poros: abrange heteroge-neidades no grau máximo de detalhamento, visíveissomente em microscopia óptica, analisando grãos,matriz, poros e seus elementos preenchedores. For-nece importantes dados de estrutura interna do re-servatório, identificando feições sedimentares dedetalhe e feições diagenéticas que modificaram oreservatório ao longo do tempo e do espaço.
A aquisição de dados em qualquer nível deescala é importante. Porém, a integração de dadosmultiescala fornece uma estrutura teórica concisa eabrangente, com uma escala fornecendo subsídiospara a escala seguinte.
Neste estudo, as escalas de trabalho objeti-vadas vão do nível 1 ao nível 3 - detalhamento deseqüências deposicionais, tratos de sistemas eparasseqüências. A abordagem até o nível deparasseqüência se deu devido à quantidade de furosde sondagem e sua respectiva malha, ao grau dedetalhamento das descrições dos furos de sondageme devido ao estilo de bacia (rampa continental).Ensaios físicos posteriores, assim como estudospetrográficos, conforme os recentes trabalhos deKetzer et al. (2002) na borda sudoeste da Bacia doParaná, contribuirão para uma maior completitudeda análise dos reservatórios e sua compreensão nosníveis 4 e 5.
13
Caracterização multiescalar da área de estudo
Serão abordadas a seguir as análises e carac-terizações dos reservatórios na área de estudo sobheterogeneidades de nível 1, 2 e 3.
Heterogeneidades de nível 1 - Seqüênciasdeposicionais
Na área de estudo foram identificadas duasseqüências deposicionais de 3a ordem (conforme a
figura 9); nessas seqüências a heterogeneidade se dárelacionada a pacotes métricos a decamétricos dearenitos e pelitos intercalados, e suas relações decontato. Na Seqüência 1 (Fig.9) o corpo areníticoreservatório apresenta-se de forma tabular, com umabarreira de fluxo na forma de uma cunha pelítica nabase da seqüência na porção sul. A Seqüência 2(Fig. 9) possui uma base erosiva marcante, e estaerosão escava até que o reservatório da Seqüência 1
Figura 8 - Escalas de heterogeneidades propostas para classificação de reservatórios em multiescala.
MULTIESCALAS DE HETEROGENEIDADES
NÍVEL 1Seqüências Deposicionais
NÍVEL 2Tratos de Sistemas
NÍVEL 3Parasseqüências
NÍVEL 4Fácies
NÍVEL 5Grãos, Matriz e Poros
Unidades defluxo
LEGENDA:SEQ: Seqüência deposicionalTSMB: Trato de sistemas de mar baixoTST: Trato de sistemas transgressivosTSMA: Trato de sistemas de mar altoPS: ParasseqüênciaLS: Limite de seqüênciaST: Superfície transgressivaSIM: Superfície de inundação máximaLPS: Limite de parasseqüência
Superfícies limitantes/condicionantes do fluxo
Superfícieslimitantes/condicionantes
do fluxo
14
conecte-se como o reservatório da Seqüência 2. Estasituação ocorre principalmente no centro da área deestudo, ao longo do eixo E-W (furos SG-03, SG-05e SG-13). A Seqüência 2 possui uma barreira defluxo na sua porção superior, na forma de uma cu-nha de pelitos, que afina para o sul.
Heterogeneidades de nível 2 - Tratos de sistemas
Ambas as seqüências deposicionais são al-vos potenciais em nível 1. Porém, aumentando aresolução, observa-se que uma análise dos tratos desistemas apresenta tratos com maior potencial doque outros, fornecendo assim uma maior precisão naanálise dos reservatórios.
Na Seqüência 1 (Fig. 5), O Trato de Sistemasde Mar Baixo 1 não é um bom potencial reservatório,pois suas sucessões deltaicas apresentam corpos are-nosos de frente deltaica de pequena espessura (meno-res que 1 metro) e com diversas intercalações comsiltitos e argilitos plataformais, e siltitos, argilitos ecarvões de planícies deltaicas. A continuidade lateraldestes corpos é pequena. Portanto, estes corpos apre-
sentam muitas descontinuidades internas e sãodesconectados, não gerando bons reservatórios.
Já o Trato de Sistemas Transgressivo 1 torna-se um bom reservatório, pois nele os corposareníticos de frentes deltaicas atingem espessurasconsideráveis (na ordem de metros a dezenas demetros), e passam a ser retrabalhados por ondas, ge-rando sistemas de shoreface. Uma seção esque-mática da geometria e conectividade dos reservatóri-os do Trato de Sistemas Transgressivo 1 é apresenta-da na figura 10. O padrão de empilha-mentoretrogradante do trato transgressivo é retratado clara-mente em seções dip (e.g., Fig.6), e esquema-tizadona figura 10. Outros fatos que tornam o Trato deSistemas Transgressivo 1 um excelente reservatóriode nível 2 é a grande espessura de seus depósitosdeltaicos e marinhos rasos, interpretados como resul-tado de um grande aporte sedimentar, e a ocorrênciade retrabalhamentos por ondas das frentes deltaicas,o que aumenta lateralmente a sand sheet plataformale conseqüentemente permite maiores conexões verti-cais relacionadas a eventos transregressivos.
Figura 9 - Heterogeneidades de nível 1 (seqüências deposicionais) da área de estudo.
Heterogeneidadede nível 1
Potenciais reservatórios (arenitos finos a grossos)
Selantes e barreiras de fluxo (argilitos, pelitos, carvão)
HETEROGENEIDADES DE NÍVEL 1 - SEQÜÊNCIAS DEPOSICIONAIS
5km
30m
SEQ2
SEQ1
15
O Trato de Sistemas de Mar Alto 1 é mar-cado por uma inundação retratada por argilitos comareia (estruturas wavy e linsen), interpretados comoo registro de Shoreface inferior, ocorrendo em todaa área de estudo. Portanto, o Trato de Sistemas deMar Alto 1 não possui reservatórios de nível 2,comportando-se como uma barreira de fluxo quedesconecta os reservatórios do Trato de SistemasTransgressivo 1 e do Trato de Sistemas de MarBaixo 2.
Na Seqüência 2, o Trato de Sistemas de MarBaixo 2 é um reservatório potencial, pois é domina-do ao longo de sua espessura por arenitos deshoreface, gerando um corpo de formato tabular ede grande extensão lateral. Apresenta discretasdescontinuidades localizadas, e encontra-seconectado no centro da área de estudo com o Tratode Sistemas Transgressivo 1 (devido ao escava-mento do limite de seqüências) e conectado na por-ção sul da área de estudo com o reservatório doTrato de Sistemas Transgressivo 2 (ver Figs. 6 e 7).
O Trato de Sistemas Transgressivo 2 possuiarenitos reservatórios somente na base do registro ena porção sul e central da área de estudo (é repre-sentado na figura 9 pela cunha de arenitos no topoda Seqüência Deposicional 2), e apresenta um pa-drão de empilhamento retrogradante. O sistemadeposicional do Trato de Sistemas Transgressivo 2 éinterpretado como de shoreface médio a superior, eforeshore. O padrão transgressivo faz com que osarenitos de shoreface ocorram somente na base,sucedendo-se a transgressão onde passam a ocorrersomente argilitos e siltitos com lentes de areia emestruturas do tipo wavy e linsen (inicia-se nesteponto a Formação Palermo - ver quadro estratigrá-fico, figura 5), inexistindo corpos areníticos poten-ciais como reservatórios em direção ao topo.
Heterogeneidades de nível 3 - Parasseqüências
Como visto anteriormente, na heterogenei-dade de nível 2 foram identificados como potenciaisreservatórios o Trato de Sistemas Transgressivo 1, oTrato de Sistemas de Mar Baixo 2 e o Trato deSistema Transgressivo 2. Portanto, para uma análisede heterogeneidades de nível 3, onde são analisadasas heterogeneidades internas às parasseqüências,foram detalhados os tratos de sistemas acima rela-cionados.
Assim, foram identificados cinco corposareníticos que são potenciais reservatórios de nível
3. Foram eles identificados e interpretados em ter-mos físicos, geométricos e genéticos, e denomina-dos reservatórios alpha, beta, gama, delta e epsilon.O quadro 3 apresenta a relação dos reservatórios esuas características e os mesmos serão descritos aseguir.
Embora as heterogeneidades estudadas emnível 3 sejam analisadas internamente nas parasse-qüências, quando ocorrem conectividades totais entreparasseqüências o reservatório denominado abrangeambas parasseqüências, pois não existem barreiras denível 3 entre as parasseqüências (como por exemplo,não ocorrerem pelitos de shoreface inferior/offshoreatuando como barreiras de fluxo). Este é o caso dosreservatórios gama (parasseqüências 7 e 8), delta (9e 10) e epsilon (11 e 12). Estudos em escalas demaior detalhe (nível 4 e 5, c.f. figura 8) poderiamcompartimentar estes reservatórios e diferenciar in-ternamente as parasseqüências.
Reservatório alpha
O reservatório alpha (quadro 3), compostopelos arenitos da parasseqüência 5, é delimitado nabase pelos argilitos de shoreface inferior que repre-sentam a inundação marinha e limite da parasse-qüência 5, ou em contato direto com siltitos efolhelhos de planície deltaica da parasseqüência 4.Litologicamente, é composto por arenitos finos amédios, subarcoseanos, medianamente a malselecionados, relacionados a uma frente deltaica quegrada lateralmente para sistemas de shoreface médioa superior, conforme a figura 11. São raras asdescontinuidades internas, que ocorrem na forma deargilitos lenticulares de prodelta e siltitos e lentes decarvão de planícies deltaicas. Se conecta na porçãooeste e norte com o reservatório beta. Possui umaespessura média de 9,1 m.
Reservatório beta
É composto exclusivamente pelos arenitos daparasseqüência 6 (quadro 3). É limitado na base pelolimite de parasseqüência 6 (ocorre como arenitos deshoreface médio a superior, e subordinadamente,argilitos de shoreface inferior), e limitado no topopelo limite de parasseqüência 7. O reservatório betaé composto por arenitos grossos e médios(subarcoseandos, medianamente a mal selecionados),relacionados a uma frente deltaica, e arenitos finos(quartzosos, bem selecionados, bem arredondados),relacionados a um sistema de shoreface médio a su-
16
Figura 10 - Heterogeneidades de nível 2 (tratos de sistemas) do Trato de Sistemas Transgressivo 1.
HETEROGENEIDADES DE NÍVEL 2 - TRATOS DE SISTEMAS
SG-08 SG-07
CONECTIVIDADE DERESERVATÓRIOS
BARREIRA DEFLUXO
depocentroSucessão Transgressiva Idealizada
Parasseqüência
Retrabalhamento do deltapor ondas (shoreface)
Área de estudo
Continuidadeinferida
LEGENDASistemas Deposicionais
Planície Deltaica
Frente Deltaica
Shoreface Superior/Médio
Shoreface Inferior
17
Quadro 3 - Relação dos reservatórios de nível 3 e suas propriedades.
oirótavreseR aigolotiLametsiS
lanoicisopeDaicnêüqessaraP
sedadiunitnocseDsanretnI
sedadivitcenoC.ssepsE
aminíM.ssepsE
amixáM.ssepsE
aidéM
AHPLAsotinerA
asonifsoidém
eaciatleDetnerFaoidéMecaferohS
roirepuS5 sarar
mocseõxenoCateB
m5,2 m5,51 m1,9
ATEBsotinerAsossorgsonife
eaciatleDetnerFaoidéMecaferohS
roirepuS6 snumocni
mocseõxenoCateBeahplA
m11 m5,62 m6,71
AMAGsotinerA
sonifaoidémecaferohS
roirepus8e7 setnesua
mocseõxenoCatleDeateB
m5,4 m71 m9,01
ATLEDsotinerA
sonifaoidémecaferohS
roirepus01e9 snumocni
siacolseõxenoCeamaGmoc
nolispEm5,6 m5,81 m3,41
NOLISPEsotinerA
sonifaoidémecaferohS
roirepus21e11 snumoc
siacolseõxenoCatleDmoc
m3 m5,9 m5,5
perior. Os arenitos de shoreface são anteriores aosarenitos de frente deltaica, e representam o evento deinundação, limitante basal da parasseqüência 6. Estesistema de shoreface é sucedido pela frente deltaicaprogradante, a qual possui muito mais representa-tividade em espessuras, conforme os perfis estratigrá-ficos elaborados (Figs. 6 e 7). A ocorrência de des-continuidades internas é incomum, e estas se apresen-tam na forma de argilitos de shoreface inferior esiltitos e carvões de planície deltaica. O reservatóriobeta se conecta com o reservatório alpha na porçãooeste e norte, e com o reservatório gama na totalida-de da área. É considerado o mais espesso dos reser-vatórios de nível 3, com uma espessura média de17,6m, podendo atingir até 26,5m.
Reservatório gama
O reservatório gama é composto por arenitospertencentes ás parasseqüências 7 e 8, tem como baseo limite de parasseqüência, e como topo os argilitos dofim do Trato de Sistemas Transgressivo 1 e do Trato deSistemas de Mar Alto 1, ou em outros poços é limitadopelo Limite de Seqüências 2 (caso do poço SG-08, Fig.6). É composto litologicamente por arenitos finos,quartzosos, bem arredondados, bem selecionados, in-terpretados como o registro de shoreface médio a su-perior. Na maior parte, o reservatório gama ocorre do-minantemente na parasseqüência 7, com poucarepresentatividade na parasseqüência 8, onde domina apresença de argilitos de shoreface inferior, com espes-suras variando de 5 a 10 m, que atuam como umaimportante barreira de fluxo. Porém, na região centro-sudoeste da área, os arenitos da parasseqüência 8 sãoconectados com o reservatório delta (contato superiorcom o limite de seqüências), apresentando assim, nestarestrita área, uma importante conectividade entre os
Figura 11 - Comportamento dos sistemas deposicionais e suas varia-ções laterais no reservatório alpha (nível 3).
N0 5 10km
Frente Deltaica
Shoreface
Planície Deltaica (canal distrib.)
Planície Deltaica (plan. interdistrib.)
18
Figura 12 - Área restrita de conectividade entre os reservatórios gamae delta na área de estudo.
genética aos estratos, e hierarquizando os mesmos emsuperfícies cronoestratigraficamente significantes, asquais são utilizadas como delimitadoras de reservató-rios em um modelo multiescalar.
Figura 13 - Comportamento dos sistemas deposicionais e suas varia-ções laterais no reservatório epsilon (nível 3).
reservatórios gama e delta, área esta apresentada nafigura 12. O reservatório gama não possuidescontinuidades internas, e sua espessura média é de10,9 metros.
Reservatório delta
É composto por arenitos das parasseqüên-cias 9e 10, indiferenciadas, componto o Trato de Sistemas deMar Baixo 2, na forma de um espesso e tabularmentecontínuo corpo de arenito. Litologicamente, é compostopor arenitos finos, quartzosos, bem arredondados, bemselecionados, associados ao sistema de shoreface médioa superior. É incomum a ocorrência de descontinuidadesinternas, e quando ocorrem, é na forma de lentes deargilitos de shoreface inferior. Sua restrita conectivi-dade com o reservatório gama foi descrita anteriormen-te, nas propriedades do reservatório gama. Suaconectividade com o reservatório epsilon se dá na tota-lidade da área de ocorrência do reservatório epsilon.Possui uma representante espessura, tendo como média14,3 m, podendo atingir até 18,5 m.
Reservatório epsilon
O reservatório epsilon é composto porarenitos das parasseqüências 11 e 12, tendo comolimite basal o limite da parasseqüência 11, e comolimite de topo os argilitos de grande espessura doTrato de Sistemas Transgressivo 2, interpretadoscomo pertencentes à Formação Palermo. O reserva-tório epsilon possui uma área de ocorrência restrita,com forma alongada na direção norte-sul da área,conforme a figura 13. É composto por arenitos fi-nos, quartzosos, bem selecionados e bem arredonda-dos, interpretados como sendo de shoreface médio asuperior, os quais gradam lateralmente e seinterdigitam com argilitos com wavy e linsen deshoreface inferior/offshore. São comuns as ocorrên-cias de descontinuidades internas, as quais apare-cem na forma de interdigitações de arenitos eargilitos, fazendo com que os corpos areníticos pos-suam espacialmente a forma de cunhas que afinampara o norte (depocentro da bacia), conforme apre-sentado na figura 14. O reservatório epsilon possuiconectividade basal com o reservatório delta, e suaespessura média é de 5,5 m, atingindo no máximo9,5 m, o que o torna o reservatório menos espesso.
CONCLUSÕES
A estratigrafia de seqüências é uma ferramentade análise fundamental para a elaboração de modelosgenéticos e geométricos para corpos parálicos potenci-ais para reservatórios, fornecendo uma abordagem
0 5 10km
Zona de conectividadeentre os reservatóriosgama e delta.
N
0 5 10km
Shoreface médio/superior
Shoreface inferior
N
19
HETEROGENEIDADES DE NÍVEL 3 - PARASSEQÜÊNCIAS
Reservatório EPSILON
SSG-01
(m)
5
10
CG
AG
AM
AF
St
Arg
CG
AG
AM
AF
St
Arg
CG
AG
AM
AF
St
Arg
8km
Sho
refa
cein
feri
orS
hore
face
méd
io
Shoref. inf.
Fore-shoreShoref.méd.
PS12
PS11
(m)
40
45
10,3km
Sho
refa
cein
feri
orS
hore
face
méd
io
PS12
PS11
SG-08 SG-07
(m)
90
95
7,2km
Sho
refa
cein
feri
or
Off-shore
Shoref. inf.
Foreshore
Shoref.inf.
PS12
PS11Foreshore
Parasseqüência idealizada
Shoreface méd./sup. Shoreface inferior
LPS
LPS
LEGENDAEstruturas Sedimentares
Estratificação cruzada hummocky
Arenito com laminação plano-paralela
Argilito com laminaçãoplano-paralela
Argilito com wavy e linsen
CG
AG
AM
AF
St
Arg
SG-17
(m)
250
Sho
refa
cein
feri
or
Shoref.médio
PS12
PS11
PS10
? ?
Parasseqüência
Limite da paras.estudada
Arenitosreservatórios daparasseqüênciaestudada
PS12
Fig
ura
14
- Fo
rma
de
oco
rrên
cia e
ge
om
etria
de
um
do
s corp
os a
ren
íticos fo
rma
do
res d
o re
serva
tório
e
psilo
n ao
lon
go
de
um
a se
ção
de
corre
laçã
od
e p
oço
s dip.
20
No presente estudo foram reconhecidas su-perfícies-chaves aplicadas ao conceito de caracteri-zação multiescala de reservatórios (limites deseqüência, superfícies delimitadoras de tratos de sis-temas e limites de parasseqüências), que compar-timentam os arenitos reservatórios em unidades di-ferenciadas em termos genético-geométricos. Estassuperfícies devem ser vistas como potenciais gera-dores de descontinuidades internas, desconecti-vidades de reservatórios ou barreiras de fluxo. Estaabordagem possibilita uma maior precisão na elabo-ração de modelos de reservatórios para ambientesparálicos, ao contrário da análise puramente litoes-tratigráfica, onde tais delimitações possivelmentenão seriam notadas. O modelo aqui apresentado tor-na-se um importante exemplo de caracterização dereservatórios sob a óptica de análise multiescalarbaseada em uma compartimentação a partir de su-perfícies cronoestratigraficamente significativas.Desta forma, pode ser utilizado como um exemplopara caracterização de campos atualmente produto-res (e, principalmente, com problemas de produção).
No caso específico da área de São Gabriel,foram identificadas duas seqüências deposicionaisde 3a ordem como potenciais reservatórios de nível1 (escala de seqüências deposicionais) - figura 9.Heterogeneidades de nível 2 (escala de tratos de sis-temas) foram reconhecidas apontando o Trato deSistemas Transgressivo 1, o Trato de Sistemas deMar Baixo 2 e o Trato de Sistemas Transgressivo 2como potenciais reservatórios (Fig.5). Em análisesde heterogeneidades de nível 3 (escala deparasseqüências), foram individualizados os seguin-tes reservatórios: alpha (composto por arenitos daparasseqüência 5), beta (composto por arenitos daparasseqüência 6), gama (composto por arenitos dasparasseqüências 7 e 8), delta (composto por arenitosdas parasseqüências 9 e 10) e epsilon (composto porarenitos das parasseqüências 11 e 12), cada um comsuas respectivas propriedades genéticas, litológicas,geométricas e físicas (quadro 3).
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INTRODUCTION
Microgranular enclaves were originally de-fined by Didier & Roques (1959), as ellipsoidal-shape rocks with few centimeters to some decimetersize and, abrupt and well-defined contacts withhost-rock. Mafic microgranular enclaves (MME) ascharacterized by many authors in Didier & Barbarin(1991) are fine to very fine-grained mafic enclaves,always finer than the host-rock, which are usuallygranites, although MME were also described in sy-enitic rocks (Dorais & Floss, 1992). Close to thesyenite-MME contact region is observed a finer-grained, mm- to cm-size zone, which is interpretedas chilled margin according to the criteria of Didier(1964) and Barbarin & Didier (1991). Bussy (1987)argued that chemical exchanges between both mag-mas are restricted to some millimeters of this zone,even though many authors admit that they can bemuch more effective (Vogel et al.1984, Nardi &Lima 2000). MME are fine to medium-grainedrocks, with great amounts of elongate and acicularminerals, which are included mainly in plagioclaseand amphibole (Reid et al, 1983; Vernon, 1990,1991). Needles of apatite are the commonest ofthese elongate minerals produced by quenching.
Textural Relations of Lamprophyric Mafic Microgranular Enclaves andPetrological Implications for the Genesis of Potassic Syenitic Magmas: the
example of Piquiri Syenite, southern Brazil
JORGE PLÁ CID1,2, LAURO VALENTIM STOLL NARDI
1 & PERE ENRIQUE GISBERT2
1 Centro de Estudos em Petrologia e Geoquímica, Universidade Federal do Rio Grande do Sul,Caixa Postal 15011, CEP 91501-970, Porto Alegre RS, Brasil. e-mail: [email protected]
2 Departamento de Geología, Geoquímica y Prospección Geológica Facultad de Geología - Universidad de Barcelona,España
(Recebido em 07/02. Aceito para publicação em 12/02)
Abstract - The Neoproterozoic Piquiri Syenite exhibits a large amount of mafic microgranular enclaves (MME) withelliptical-shape and millimeter to centimeter-size dimensions. These enclaves were originated by co-mingling of minette-type lamprophyre and potassic syenite magmas, producing the typical textural features of quenched magmas. They showelongated crystals of diopside and Mg-biotite, and acicular apatite. Early crystallized phases are represented by the sameminerals, which occur as phenocrysts (diopside + Mg-biotite) and euhedral smaller crystals (apatite). The texturalrelationship and the identification of mineral phases as K-clinopyroxene and pyrope in the MME, suggest that minglingstarted at mantle conditions, when lamprophyric and syenitic magmas were near crystal-free and close to liquidustemperatures. The absence of syenite xenocrysts and chilled-margins in MME, are consistent with the high temperature ofco-mingling. Alkali feldspar laths that poikilitically enclose quenched phases, represent late-magmatic mineral phase. ThePiquiri Syenite MME represent a quite rare example of co-mingling between lamprophyre and intermediate magmas, andrepresents important evidence for the genesis of potassic silica-saturated magmas at mantle conditions.
Keywords - lamprophyres, mafic microgranular enclaves, syenite, mingling.
Pesquisas em Geociências, 29(2): 21-30, 2002ISSN 1518-2398
Instituto de Geociências, UFRGSPorto Alegre, RS - Brasil
Orientation of mineral laths is very common, re-flecting the magmatic flow during crystallization ofMME and their host magma. Most of MME de-scribed in literature, have dioritic composition andare associated to Cordilleran calc-alkaline granitoids(Didier, 1973) as in the Sierra Nevada Batholith(Pabst, 1928; Barbarin, 1989, 1991) and, PeruvianCoastal Batholith (Bussel, 1991). Shoshonitegranitoids are also frequent hosts of MME, as char-acterized by Nardi & Lima (2000) in the Lavras doSul Shoshonitic Association from southernmostBrazil. MME of alkaline suites are well character-ized by Platevoet & Bonin (1991) in the magmaticprovince from Corsica (France). Granitic rocks ofpost-collisional settings, except for the peralu-minous leucocratic granitoids, are also MME rich(Bitencourt & Nardi 2000).
MME were also described as originatedfrom lamprophyric magmas (Harker & Marr, 1891;Bussy, 1987). Lamprophyric enclaves usually occurassociated to appinites in calc-alkaline abnormallyK2O-rich rocks (Ayrton, 1991) and are contempora-neous with calc-alkaline granitoids (O’Connor,1974). Such geochemical feature is assumed bymany petrologists as primary and associated withdeep-mantle derived lamproitic magmas (Ayrton,
Em respeito ao meio ambiente, este número foi impresso em papel branqueado por processo parcialmente isento de cloro (ECF).
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1991). In spite of lamprophyric rocks have beenconsidered as typical late intrusions (Rock, 1987),Barnes et al (1986) and Ayrton (1991) demonstratedthat such mafic magmas may intrude granitic mag-matic systems during crystallization, mainly wherethe melt/crystal fraction is higher. Sabatier (1991)described vaugnerite as MME associated tomagnesio-potassic, probably shoshonitic, granites inthe Hercynian magmatism from western and centralEurope. Such rocks, composed of amphibole, bi-otite, plagioclase and minor quartz, alkali feldsparand, apatite, were considered as plutonic equiva-lents of minette or kersantite lamprophyres, withchemical signature of melts produced from K-en-riched metasomatised-mantle sources.
The association of syenites and lampro-phyres, mainly minettes, were described in the lastdecades by several authors (Esperança & Holloway,1987; Thompson et al, 1989; Gibson et al, 1993;Stabel et al, 2001). Such lamprophyric magmas areassociated with potassic syenites, generally as dikes,and probably can evolve to intermediate syeniticliquids through mineral fractionation. The MME ofPiquiri Syenite (Stabel et al, 2001) are minetticrocks produced by mingling of lamprophyric andsyenitic magmas. They present textural features,such as mafic phenocrysts and felsic minerals re-strict to the groundmass, where mafic minerals areabundant, a feature typical of lamprophyres. A re-markable feature of these enclaves is the presence ofclinopyroxene grains with relatively high K con-tents, which are interpreted as produced at very highpressures, above 5 GPa (Plá Cid et al, 2002). Thispaper presents the textural aspects of these MME,which represent minette liquids co-mingled with thesyenite magma, and discusses the petrological evo-lution of this system.
FIELD RELATION BETWEEN SYENITEAND MME
The Piquiri syenite is an intrusion with acrescent shape and diameter of about 12 km. Thisintrusive body, composed dominantly by syeniteswith minor co-magmatic granites and quartz monzo-nites, is situated in southernmost Brazil, in a post-collisional setting. It has a Pb-Pb zircon age of 612Ma (Phillip et al, 2002), and presents a potassicnature. The central part of this intrusion presents alarge amount of mafic rocks as enclaves and, atleast, three petrographic types were identified: (i)Type I - microgranular rocks with dioritic composi-
tion and mafic mineralogy constituted by mica, withminor amounts of amphibole, which were inter-preted as emplaced into the syenitic intrusion undercrustal conditions; (ii) Type II - mesocratic, fine tomedium-grained inequigranular rocks, withpargasite and aluminous-diopside plus potassium-bearing augite. Only two enclaves of this type werefound, and more data are necessary to determine itsrole in the syenite origin. The alkaline and potas-sium-rich character of these enclaves suggest thatthey may be related to the syenite origin, althoughthe absence of chilling textures and the presence ofhigh-pressure minerals do not preclude a xenolithicorigin. They are chemically distinguished of type-IIIby lower K2O/Na2O ratio, MgO and REE, andhigher Al2O3, Nb, and U contents; (iii) Type III -mafic microgranular enclaves (MME) formed bypyroxene and mica phenocrysts This enclave-type islargely dominant (> 90%) in the host syenite, and itscharacterization is the aim of this paper. Their tex-tures indicate that mme are rocks that have the origi-nal mineralogy mostly preserved, and the local pres-ence of amphibole rims around clinopyroxene is dueto late to post-magmatic transformation by reactionwith interstitial water-rich fluid.
The lamprophyre enclaves generally haveoval shape, although rounded and irregular formswere also observed. Most MME have diameter ofabout a few centimeters (< 5 cm), reaching up to halfmeter. They are fine- to very fine-grained ultramaficrocks, and macroscopically it is possible to observemafic phenocrysts, as well as alkali feldsparxenocrysts from the host syenite. Chilled margins arevery rare. In some parts of the intrusion, the MMEconstitute swarms and bands which are oriented ac-cording to the magmatic flow observed in the hostsyenite. The isolated enclaves are usually oriented bymagmatic flow, and show internal orientation ofmafic minerals. Along the zones where the magmaticflow was more intense, MME are elongated and arefrequently associated with schlieren and cumulaticconcentrations of early-crystallized pyroxenes.
Cumulates formed by biotite, clinopy-roxene, and apatite occur as layers and irregularmasses with generally gradational contacts with thehost syenite. They are medium grained and equi-granular and show the same magmatic-flow orienta-tion of host syenite. They are interpreted as formedby magmatic-flow segregation of syenitic andlamprophyric magmas after mingling and local mix-ing, and are probably composed mostly of thelamprophyric magma early-crystallized phases.
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TEXTURAL FEATURES
The mineralogy of Piquiri Syenite MMEwas identified by optical microscope followed byelectron microprobe determinations, referred anddiscussed by Plá Cid et al (2002).
The lamprophyre mafic microgranular en-claves of Piquiri Syenite are porphyritic, with diop-side and Mg-biotite phenocrysts, which are sur-rounded by a fine-grained groundmass composed ofMg-biotite/phlogopite, diopside and augite, apatite,alkali feldspar, and Fe-Ti-oxides. The main acces-sory phases are amphibole (Mg-hornblende and ac-tinolite), zircon, plagioclase, sulfides, fluorite, andtitanite. Some samples exhibit strong mineral orien-tation, particularly of mica and acicular apatite inthe groundmass, controlled by magmatic flow. Mostgrains are elongated, acicular and euhedral (Fig. 1).Mafic globular aggregates (clots), composed ofmica, pyroxene, and euhedral apatite were observedin some MME. These clots show diopside, partiallytransformed to actinolite, which is surrounded byreddish anhedral Mg-biotite grains.
Early-magmatic phenocrysts
Diopside and Mg-biotite are the only phenoc-rysts observed in the MME (Fig. 1). Diopside phe-nocrysts are larger than those of Mg-biotite, fre-quently reaching up to 4 mm, with mean size between2 and 3 mm (Figs. 1A, 1B, and 1C). Mg-biotite phe-nocrysts are euhedral grains, with mean size between1 and 2 mm (Fig. 1D).
Diopside: It is generally present as lightgreen euhedral and subhedral crystals, forming ho-mogeneous crystals occasionally forming glome-rous-porphyritic texture. Occasionally, it exhibitsconcentric zones, with two types of arrangement: (i)a core, with green color, composed of Mg-horn-blende and actinolite lamellae plus Fe-oxide grains,surrounded by a clean rim of colorless or pale-greenzone (Fig. 1C); (ii) light green euhedral phenocrystswith a narrow rim of green pyroxene. Near to thecontact of enclave with syenitic rock, diopside phe-nocrysts with multiple zones formed by amphiboleplus Fe-oxide and pale-green diopside are observed.The contact between diopside phenocrysts andgroundmass minerals is normally sharp and straight,sometimes curved between diopside and Mg-biotitephenocrysts, suggesting a high temperature of crys-tallization. Diopside phenocrysts contains mineralinclusions, such as: (i) euhedral apatite (Fig. 1B);(ii) lamella of colorless or light-green amphibole;(iii) euhedral light-brown mica grains (1A); (iv)euhedral Fe-oxides associated to amphibole lamella;(v) acicular apatite inclusions in the outer rim of
zoned pyroxene. Inclusions of pyrope-rich garnetwith extremely high #mg (up to 71) within diopsidephenocrysts are described in the mica-clinopy-roxene-apatite cumulate. The homogeneous diop-side phenocrysts of MME revealed the presence ofup to 0.6 wt% of K2O in their cores.
Mg-biotite: it occurs as euhedral pheno-crysts with light brown to deep-brown pleochroism.Generally they present straight and non-reactivecontacts with groundmass minerals, and includeeuhedral (Fig. 1D) and acicular apatite along theirborders, in addition to zircon, and euhedral diopsidecrystals. Sometimes they include alkali feldsparcrystals, mostly in their borders.
Late-magmatic phenocrysts
These pheno-crysts include the groundmassminerals, and crystallized after co-mingling, whentemperature between mafic and intermediate magmasattains equilibrium. The late-magmatic phenocrysts arerepresented by poikilitic grains of alkali feldspar (Figs.1A, 1B, 1C, 3, and 4) and reddish-brown mica (Figs.2 A and 2B). Poikilitic alkali feldspar crystals formlarge (< 5 mm-size) plates, sometimes with fine-perthites, and with no-reactive contacts with thegroundmass crystals. Reddish-brown mica phenocrystsfrequently are observed with inclusions of alkali feld-spar and acicular apatite (Fig. 2A and 2B), and thecontact between phenocrysts and inclusions is nor-mally curved and lobated. In the cumulative rocks,alkali feldspar grains constitute oikocrysts includingdiopside, biotite, and apatite cumulate minerals.
Groundmass
The groundmass of MME is made of diopside,Mg-biotite, apatite, Fe-Ti-oxides, sulfides. Ground-mass minerals usually range from 0.1 to 0.7 mm insize. As is noted mainly in figures 3 and 4 alkali feld-spar poikilitic phenocrysts include all groundmassmineral phases. Anisotropy in the MME is registeredby strong orientation of elongated Mg-biotite, some-times of diopside, as well as by acicular apatite.
Diopside: Euhedral, subhedral, and elon-gated crystals are found in the MME groundmass,with green to light-green color, sometimes with col-orless cores, and measuring in average 0.3 mm. Theelongate crystals, which are dominant among thegroundmass mafic phases, have in average 10:1(length: width) ratios (Figs. 3A and 3B), reachingup to 25:1. The contacts with other mineral arestraight and non-reactive. The diopside crystals in-clude euhedral phlogopitic mica, acicular apatite,acicular iron oxides, and rare ex-solution lamellaeof amphibole. Some of these elongated crystals
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Figure 1 - Digital images obtained under light transmitted optical microscope. Pyroxene phenocryst including euhedral grain of mica. Notegroundmass minerals included in poikilitic plates of alkali feldspar (A). Similar to figure 1A, but the inclusions in pyroxene phenocrysts areeuhedral apatite grains. The strongly elongate shape of groundmass minerals is also observed (B). Zoned pyroxene phenocryst with central regioncomposed of pyroxene plus amphibole lamellae and oxide crystals (C). Sample with low rate quenching, as noted by higher amounts of pyroxeneand mica phenocrysts, and lower proportion of groundmass minerals (D). Symbols legend of all figures: cpx - clinopyroxene; mic - mica; ap- apatite; af - alkali feldspar; amph - amphibole; ox - oxides; mic2 - anhedral mica.
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Figure 2 - Digital images obtained under light transmitted opticalmicroscope. Anhedral late mica phenocryst including several aciculateapatites (A). Subhedral late mica phenocrysts enclosing poikiliticallyalkali feldspar and aciculate apatites, contrasting with the earliercrystallized euhedral grains. Note the straight contacts of euhedralcrystals, and the sinuous contours of poikilitic phenocryst (B). Detailof euhedral early-crystallized apatite crystals (C).
Figure 3 - Digital images obtained under light transmitted opticalmicroscope. Elongate crystals of mica and pyroxene crystallized byquenching of hotter mafic magma against cooler felsic ones. The axialratio of pyroxene is estimated around 12 (length:width), and slightlylower for mica crystals (A). Note the poikilitic character of alkali feldsparplates, corroborating its late-magmatic crystallization after co-minglingevent (B). Two generations of groundmass mica crystals. Elongate grainscrystallized during undercooling of mafic magma, and dark anhedralgrains probably formed during a later magmatic stage (C).
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present, in the core, K2O concentrations of up to0.44wt%; in one sample, acicular inclusions of K-augite in the core of elongated diopside crystalswere observed.
Mg-biotite: both types described as phenoc-rysts, were observed in the groundmass, with sizearound 0.2 mm, and rare grains with 0.01 mm. Grainswith brown color form elongated crystals, with 5:1 to10:1 (length:width) ratio (Fig. 3A and 3C). Phlogo-pite euhedral crystals are also present, but only asinclusions in diopside groundmass grains.
Apatite: two generations of apatite were ob-served in MME: (i) euhedral equidimensional grains(Figs. 2C and 4B) and (ii) acicular grains (Fig. 4).Euhedral apatite grains are 0.01 to 0.05 mm long,generally occur as isolated grains in the groundmass,but sometimes form aggregates. Rare crystals withmore than 0.05 mm were observed. These euhedralgrains were also observed as inclusions in pyroxenephenocrysts, rarely in mica phenocrysts and in thegroundmass pyroxene. Early crystallized, mafic-richclots also contain euhedral apatite. Acicular crystalsshow variable and high length:width ratios (Fig. 4).The common ratio between the axes of acicular apa-tite ranges from 5:1 to 20:1. The samples with highermodal proportions of euhedral apatites are richer inacicular crystals. Furthermore, the samples with diop-side and Mg-biotite crystals more elongated have theacicular apatite with the higher length:width ratio.Acicular apatite is observed as inclusions in ground-mass mafic minerals. Where the mafic minerals areless abundant, apatite crystals are strongly orientedand sometimes occur as aggregates of needle-shapegrains (Fig. 4C).
Contact relation of MME and host syenite
MME and host syenite generally havecurved contacts and more rarely straight contours.Normally, these contacts are marked by absence ofchilled margins. In some MME are observed greateramounts of anhedral poikilitic mica megacrysts.Magnetite produced by late-magmatic transforma-tion of diopside to actinolite is greater in theseMME. Sometimes, near to the contact zone,diopside and alkali feldspar xenocrysts of syeniticmagma are observed in the MME. The enclaveswith high modal proportion of xenocrysts presentdiscrete chilled margins, marked by grain size de-crease of Mg-biotite and diopside groundmassgrains; the contacts of such enclaves are sharp.
Xenocrysts
Rare xenocrysts of alkali feldspar and diop-side were observed in MME. The alkali feldsparxenocrysts are strongly perthitic millimeter-size tabu-lar grains, as in the host syenite, with overgrowthrims including elongate and acicular minerals (Fig.5B). The groundmass minerals included in the rimsare smaller than those present in MME. The bordersare normally corroded, with albite and microclinesurrounding the alkali feldspar. Inclusions of early-crystallized host-syenite minerals, such as diopside,apatite, and titanite, were observed inside the alkalifeldspar xenocrysts. Ocelli texture is occasionallypresent, with rims of elongated Mg-biotite and diop-side crystals surrounding these xenocrysts (Fig. 5A).
Alkali feldspar xenocrysts are restrict to afew MME samples, suggesting that at least onemagmatic pulse of mafic magma mingled with thepartially crystallized intermediate syenitic one undercrustal pressures.
The diopside xenocrysts of MME are noteasily distinguished from pyroxene phenocrysts, butsome characteristics are particularly diagnostic. Di-opside xenocrysts are tabular grains, and occur insamples with abundant alkali feldspar xenocrysts.They are strongly fractured, crashed, and includeMg-biotite, alkali feldspar, euhedral apatite, andgreenish-blue amphibole belonging to the actinoliteseries. Some amphibole phenocrysts of syeniticrocks have the same inclusions as the diopsidexenocrysts of MME, suggesting that some amphib-ole phenocrysts crystallized from syenitic magmawere assimilated from the mafic magma during co-mingling and probably transformed to diopside.
MINGLING AND MME CRYSTALLIZATION
Based upon textural evidences, three differentgroups of minerals were recognized in the MME: (i) apre-mingling group, dominated by early phases crystal-lized directly from a mafic magma before mingling;(ii) groundmass minerals of MME quickly crystallizedby quenching of mafic magma against the syenitic hostmagma; (iii) mineral overgrowths representing thelater crystallization event after the thermal equilibra-tion between both magmas.
Pre-mingling phases
Euhedral crystals of apatite, pyrope, potas-sian-rich pyroxene, and euhedral phlogopite representsuch minerals. Phenocrysts also crystallized before
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Figure 4 - Digital images obtained under light transmitted opticalmicroscope. Aciculate apatite crystals enclosed poikilitically in alkalifeldspar plates (A). Comparison between early-crystallized euhedralapatite, and aciculate grains originated during co-mingling (B). Detailof apatite needles included in alkali feldspar. It is also observed theoccurrence of basal sections of elongate pyroxene crystals (C).
Figure 5 - Digital images obtained under light transmitted opticalmicroscope. Alkali feldspar xenocrysts surrounded by groundmass maficminerals constituting ocelli texture (A). Overgrowth after co-mingling ofalkali feldspar xenocrysts that include poikilitically groundmass minerals(B). Contact between the syenite and MME showing absence of chilledmargin and a sinuous contour, suggesting high-temperature interaction.Note the elongate shape of groundmass minerals.
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mingling, and the textural relations suggest that diop-side and apatite started to crystallize before mica. Thepresence of lamella ex-solutions of Mg-hornblende inmost diopside phenocrysts (Fig. 1C) suggests that am-phibole is an early mineral phase. The outer zones ofpyroxene phenocrysts without amphibole lamellae cer-tainly were crystallized during co-mingling with thesyenitic magma. Several MME have significantamount of large apatite euhedral crystals, with minorproportion of elongate minerals, which indicates thatsuch enclaves contained a higher proportion of crystalswhen mingling occurred. The presence of differentproportions of xenocrysts in the studied samples is ad-ditional evidence that suggests that mingling involvedmagmas with contrasting crystallization rates.
Crystallization due to quenching
Groundmass mineral assemblage was formedduring this second phase by underccoling of maficmagma, which also involved transformations of theearly-crystallized minerals. The textural relations exhib-ited by groundmass apatite, diopside, and Mg-biotitesuggest their fast and simultaneous crystallization.
During this phase, the undercooling sufferedby the mafic magma is registered by the growing ofacicular apatite, and elongated crystals of Mg-bi-otite and diopside (Figs. 3, 4, 5B, and 5C). Theelongation ratio of these phases is related to theamount of early euhedral minerals: the most elon-gated mineral phases formed at this stage are in thesamples with lower proportions of pre-minglingminerals. Samples that represent magmas withhigher liquid proportions, which have higher tem-perature at the time of mingling, yielded more elon-gated crystals, reflecting the higher temperature gra-dient in the contact with the lower temperature hostsyenite magma. Such temperature gradient causessome undercooling in the mafic magma, and pre-vented a large-scale exchange of crystals betweenmafic and intermediate magmas, as suggested by thevery low xenocrysts content recognized in MME.
Post-mingling crystallization
This stage developed when mafic and felsicmagma attained thermal equilibrium. Alkali feldspargrew as poikilitic crystals that include all quenchedminerals (Fig. 5B). During mingling and post-minglingphases, the crystallization of diopside phenocrysts con-tinued at its margins, and do not present lamellaeamphibole ex-solutions. Anhedral mica phenocrystsare developed and included mainly acicular ground-mass apatite. Corrosion and re-crystallization of rimsaround alkali feldspar xenocryst and late formation of
actinolite rims around diopside grains took place dur-ing this stage. Amphibole rims were mainly observedin some mafic aggregates (diopside + Mg-biotite).
CONCLUDING REMARKS
The magmatic origin of MME is supportedby their microstructures similar to those describedby Vernon (1991) and many other authors. The clearevidence of magmatic flow during quenching is in-dicative that at least 35% of melt was present (Arzi,1978) at the time of mingling. Such value is coher-ent with the estimated amount of phenocrysts beforemingling, which was around 15%.
The term MME is employed in this paper, inthe sense of mafic microgranitoid enclaves (Philips,1880; Vernon, 1983). The restrict occurrence of ma-fic phenocrysts and the presence of alkali feldspar asa late-magmatic phase characterize them as producedfrom lamprophyre magma, although the studied rocksare not sub volcanic as lamprophyres are usuallydefined. Lamprophyre magma is here employed inthe sense of magma with high volatile content enoughto prevent the early crystallization of feldspars; if itscrystallization occurs under sub volcanic conditions atypical lamprophyre will be produced. The existenceof lamprophyre magmas, represented by MME asso-ciated to syenites, has probably been underestimatedbecause of this conceptual constraint.
Since the Piquiri Syenite show minglingwith a minette-type magma (Stabel et al, 2001), andminettes are undoubtedly produced from mantlesources (Bachinski & Scott, 1979; Esperança &Holloway, 1987; Thompson et al, 1989), it is thenprobable that mingling started still in the mantle.The generally sinuous contacts between MME andsyenite host, and the normal absence of host phe-nocrysts along the contacts, are evidences that bothmagmas were very close to liquidus temperatureswhen mingling occurred. Furthermore, the lowamount of phenocrysts in the lamprophyric magmais certainly an additional evidence for source prox-imity when co-mingling started. The occurrence ofminerals such as K-clinopyroxene (Edgar &Vukadinovic, 1993; Harlow, 1997), sometimes aselongated euhedral inclusions, and pyrope-rich gar-net (Irifune & Ohtani, 1986; Konzett, 1997) sup-ports that co-mingling occurred still at mantle-con-ditions. According to Plá Cid et al (2002), andbased on mineralogical and experimental studies ofhigh-pressure rocks it is estimated a pressure around5 GPa for pyrope and K-rich clinopyroxene crystal-lization from lampro-phyric magma. It is difficult toestimate when co-mingling started, however it wascertainly still under mantle-pressures (> 3 GPa),
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since K was preserved in diopside structure. Thetemperature contrast between both magmas was suf-ficient only to accelerate the crystallization rate ofmafic magma, and prevent the chemical diffusion.The chemical similarity between both magmas alsoaided to prevent such chemical ex changing. The K-clinopyroxene, found in the core of elongatedgroundmass crystals and crystallized by quenchingof mafic magma against the intermediate syeniticone, rules out the hypothesis that these high-P mine-rals could be mantle xenocrysts.
Two main hypotheses can explain the evolu-tion of the Piquiri Syenite and MME: (i) the MMEare volatile-rich mafic lamprophyric rocks, whichprobably generated an intermediate liquid with a sy-enitic composition by segregation of low amounts ofmafic minerals. In a later stage occurred co-min-gling between parent and daughter magmas. If theintrusion of mafic magma occurred after cooling ofsyenites, the mafic magma most likely would crys-tallize as dykes with typical field characteristics oflamprophyric rocks, because of its very high volatilecontent. The major problem with this hypothesis isto expect sufficient mineral fractionation at mantlepressures to promote the changing of magma com-position, however the chemical similarity wouldexplain the very limited diffusion between bothmagmas. (ii) A second, but no less important possi-bility is the generation of both, syenitic andlamprophyric magmas at different portions of aveined-mantle (Foley, 1992) with a posterior min-gling between them.
The uprising of partially crystallized inter-mediate syenitic magma in the crust, intruded by asecond pulse of mafic magma, explains the occur-rence of alkali feldspar xenocrysts in some MME.The presence of MME with dioritic compositionsupports the idea that other magmatic pulses weremingled with the intermediate syenitic magma atcrustal pressures.
The crystallization of MME started withhigh-pressure minerals, potassian clinopyroxene,pyrope-rich garnet, and phlogopite. Such mineralo-gy demands a potassium-enriched magma, with highactivity of volatile components, particularly water,as expected for a lamprophyric liquid. On the otherhand, the principal pre-mingling mineralogy ofMME is the same found in the groundmass, mostlycrystallized during co-mingling. This fact indicatesthat co-mingling with syenitic magma did not pro-mote significant chemical changes in the lampro-phyric magma. This is confirmed by the different
mineralogy of MME and syenitic rocks, the lattercontain higher modal proportions of amphibo-le,plagioclase and titanite, and much lower amounts ofmica and pyroxene when compared with the MME.In similar co-mingling systems, Vernon (1983) andDorais & Floss (1992) described MME in syeniticrocks, with amphibole and biotite as the dominantmafic phases, and discrete cores of pyro-xene inamphibole phenocrysts.
The identification of the original compositionof mafic magmas in mingling systems is a complexproblem (Orsini et al, 1991; Nardi & Lima, 2000). Asdescribed above, in the Piquiri Syenite lamprophyricMME, the contamination was probably reduced be-cause both magmas were practically crystal-free dur-ing, at least, one event of mingling, and cooling wasfast, as indicated by quench textures.
The transformation of early amphibole topyroxene is suggested by the occurrence of lamellaeof Mg-hornblende within diopside phenocrysts.Probably, the continuous growth of diopside phe-nocrysts during and after mingling blocked its totalre-equilibration for elements such as K, Al, F, Cl,and H2O, which were ex solved along the diopsidestructure, mainly cleavages.
The MME without or with low amounts ofphenocrysts contains the more elongate minerals,and the acicular apatite with larger axial ratio. TheseMME represent portions of hotter mafic lampro-phyric magma, where the thermal contrast with thesyenitic magma was more pronounced.
Acknowledgments - The authors had the financial support of Conse-lho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPq -Proc. 200767/00-3) and PRONEX. We also thank two anonymousreferees for their constructive comments.
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INTRODUÇÃO
Atualmente, a técnica de traços de fissãoconstitui uma ferramenta de relevante importância nadeterminação de idades de eventos geológicos gera-dos em baixa temperatura. Para que esta técnica sejaútil como um método de datação é necessário que aconcentração do átomo pai (238U) seja suficientemen-te elevada para produzir um número significativo deeventos de fissão, mas não tão alta que impeça aindividualização dos traços de fissão induzidos(Gallagher et al., 1998). Felizmente, concentraçõesadequadas são relativamente comuns em alguns mi-nerais portadores de urânio. Entre estes, o zircão, atitanita e as apatitas, são os mais indicados para es-tudos geocronológicos de idades mais elevadas (106 -104 anos). Para o estudo de bacias sedimentares,apatitas constituem o mineral mais apropriado porpossuírem urânio homogeneamente distribuído noretículo cristalino, freqüente ocorrência em arenitos esusceptibilidade acentuada à fissão espontânea, mes-mo em temperaturas relativamente baixas, fato co-mum nestes ambientes (Cupertino, 2000). Estes mi-nerais são utilizados na datação dos principais even-tos térmicos que ocorrerão ao longo da históriaevolutiva de uma determinada bacia, sendo este pro-cesso denominado de análise de traço de fissão emapatita (Apatite Fission Track Analysis, AFTA).
Pesquisas em Geociências, 29(2): 31-36, 2002ISSN 1518-2398
Instituto de Geociências, UFRGSPorto Alegre, RS - Brasil
Caraterização por Microssonda Eletrônica dos Teores de Cloro de Apatitas esua Importância nos Estudos de Traços de Fissão
GUILHERME MALLMANN1, JOSÉ ANTÔNIO CUPERTINO
2 & FARID CHEMALE JR.1
1 Instituto de Geociências, Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Caixa Postal 15001, Porto Alegre, RSCEP: 91501-970 - e-mail: [email protected]
2 PETROBRAS, Rio de Janeiro - RJ, Brasil. CEP: 20230-900
(Recebido em 08/99.Aceito para publicação em 12/02)
Abstract - Apatite Fission Track Analysis (AFTA) provides important information for geochronology and is used in differenttectonic settings. For example, in the study of sedimentary basins it helps estimate subsidence rates and dates periods ofuplift of source areas and tectonic pulses. In geomorphology AFTA also helps to quantify rates of erosion and long-termcontinental denudation. The chlorine contents in apatites influences the ages obtained from fission track dating. Commonly,apatites with more than 0,4 wt% chlorine yield older ages than fluorapatites (Laslett, et al., 1987), because the stability ofthe tracks changes as chlorine content increases and consequently chlorine rich-apatites are more resistant to the temperaturechanges than fluorapatites (Green, 1992). We investigated this problem by first determining the chlorine contents of apatiteswith the microprobe before apatite fission track dating. We studied four samples of the sandstones from the Reconcavo andCamamu Basins using a total of 198 spots in different apatites. We calibrated CAMECA SX50 electron microprobe using30 spots from the crystal fragment Durando apatite standard, which has a mean chlorine value of 0,42 wt%. The comparisonof the chlorine contents of the apatites of these basins with the ages obtained by AFTA indicates some changes in theindividual grains in two samples. These changes are related with the current chlorine content in the apatites, once theindividual ages are sometimes distributed as straight line, whose inclination is function of the chlorine content. In the otherhand, two samples with modest chlorine content there was not this linear correlation.
Keywords - apatite, fission track, geological standart.
A INFLUÊNCIA DOS TEORES DE CLORONO MÉTODO AFTA
As apatitas constituem uma série isomórficade minerais de fosfato cuja composição químicaaproximada é Ca5(PO4)3 com F, Cl e OH em propor-ções variáveis (Deer et al., 1966). Os íons de F, Cl eOH substituem-se mutuamente, ocorrendo então umavariedade acentuada de composições. Entre os mem-bros extremos desta série, a fluorapatita é a variedademineral que mais freqüentemente ocorre como aces-sório em rochas ígneas plutônicas e metamórficas; ecloro-apatitas são mais encontradas em rochas vulcâ-nicas (Burtner et al., 1994). Nos sedimentos, asapatitas ocorrem principalmente como clastosalóctones cujos teores são reflexo da área-fonte.
Em geral, mesmo fluorapatitas apresentamalgum teor de Cl. Com o aumento da proporçãodeste elemento a estabilidade dos traços de fissão éalterada, e apatitas enriquecidas em Cl resistemmais a influência da temperatura do que fluorapa-titas puras (Green, 1992; O’Sullivan & Brown,1998). Conseqüentemente, de um modo geral,apatitas com teores de Cl superiores a 0,4 %pesofornecem idades AFTA maiores que fluorapatititas(Laslett et al., 1987). Entretanto alguns autorescomo Burtner et al. (1994), mostram resultados
Em respeito ao meio ambiente, este número foi impresso em papel branqueado por processo parcialmente isento de cloro (ECF).
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opostos, ou seja, que os traços de fluorapatitas sãomais resistentes ao calor. Crowley et al. (1991) atri-buem este paradoxo a presença de elementos terrasraras na estrutura química do mineral. De qualquerforma, as variações na composição das apatitas po-dem ser responsáveis por uma distribuição bimodalnas idades individuais obtidas em uma determinadaamostra.
Um conceito importante para o entendimen-to da influência dos teores de Cl nas apatitas é o detemperatura de bloqueio ou fechamento. SegundoDodson (1973), esta corresponde a temperatura no-minal abaixo da qual um produto radiogênico éefetivamente retido. Burtner et al. (1994) admite110/120ºC como temperatura de fechamento parafluorapatitas, podendo chegar a 150ºC em cloro-apatitas. Segundo Green, et al. (1986), para a reten-ção de traços de fissão em apatitas admite-se umintervalo entre 75 - 125ºC, para uma taxa deresfriamento entre 1 - 10ºC/km. Esta variação estárelacionada à composição da apatita e ao tempo deduração do evento térmico (entre 106 - 108 Ma).Para Gallagher et al. (1998), quando se utiliza estemétodo de datação, a temperatura de bloqueio torna-se uma simplificação, pois, na escala do tempo ge-ológico, o encurtamento progressivo dos traços jáocorre a temperaturas baixas, próximo da superfície,justificando assim idades AFTA menores que asestratigráficas em horizontes rasos jamais expostosa altas temperaturas. Este encurtamento dos traçoscom a temperatura não ocorre de modo linear, difi-cultando a determinação de uma temperatura de fe-chamento absoluta, tão comum em outros métodosde datação radiométrica, onde a equação das idadescomporta-se como uma reta.
O PADRÃO GEOLÓGICO APATITADURANGO
Na localidade de Cerro de Mercado, emDurango, México, existe um grande depósito ferrífe-ro constituído basicamente de magnetita, martita ehematita, o qual insere-se em uma associação de ro-chas extrusivas (latitos, riolitos e tufos riolíticos) deidade terciária (Young et al., 1969). Nestas rochasocorre grande quantidade de apatitas, usualmenteeuédricas, transparentes e com cores na tonalidadeverde oliva. Intensamente estudadas desde a desco-berta da jazida no início deste século, estas apatitassão utilizadas pelos laboratórios como padrões nadeterminação da percentagem de íons de Cl e F pre-
sentes em apatitas de diversas regiões, bem como nasimulação do comportamento (tamanho e forma) dostraços de fissão em laboratório, fundamental em pro-gramas de modelagem (Green, 1985; Green et al.,1986; Gallagher et al., 1998). Tais apatitas apresen-tam as seguintes características (Young et al., 1969):- Teores em %peso (wt%): Ca ≅ 55; PO ≅ 40,5; F ≅ 3,4;
Cl ≅ 0,4;
- Índice de refração (ω) = 1.6362 ± 0.0005;
- Índice de reflexão (ε) = 1.6326 ± 0.0005;
- Birrefringência (δ) = 0.0037;
- Eixo x (a) = 9.391 ± 0.001 Å; Eixo z (c) = 6.878 ±0.002 Å;
- Peso específico a 22°C (d) = 3.219 g/cm3;
- Suscetibilidade magnética a 27°C (k) = - 0.078x10-6 emu/g.
Recentemente Weiland et al. (1992),alertam para o fato de que na coleção de apatitas dotipo Durango fornecidas pelo “Ward’s NaturalScience Stablishment” de Nova Iorque existem doistipos distintos de cristais; o acima descrito porYoung et al. (1969) e outro com características dis-tintas: tonalidades em verde intenso, transparência eanedria. Através de estudos realizados pormicrossonda eletrônica, Weiland et al. (1992), cons-tatam que as apatitas na tonalidade verde intenso,semelhantes aquelas de Durango, coletadas nas lo-calidades de Bancroft e Other Lake, Canadá, apre-sentam teores de Cl inferiores a 0,01 %peso, estan-do enriquecidas em elementos menores como Si e Sr(Quadro 1). Estes resultados, semelhantes àquelesencontrados por outros autores (Laslett et al., 1987),contrastam com os valores apresentados em leiturasde apatitas Durango típicas, cujos teores de Cl ob-tidos por Weiland et al. (1992), situam-se entre 0,36e 0,44 % peso (em média 0,41 %peso).
METODOLOGIA PROPOSTA E OBJETIVOS
Uma maneira rápida e eficiente para a dis-tinção do tipo de apatita que será analisada pelométodo AFTA é a utilização de microssondaeletrônica para determinar o teor de Cl presente emcada grão. Para tanto o padrão sintético utilizado namicrossonda deve ser calibrado a partir de um pa-drão geológico amplamente conhecido, no caso aapatita Durango típica (Cl ≅ 0,41 %peso). Este pro-cedimento minimiza o erro analítico do equipamen-to, uma vez que se utiliza como teores para compa-ração dos resultados da análise um cristal natural,mais compatível com a realidade geológica.
33
Os valores contrastantes nos teores de Clapresentados para apatitas Durango no ítem anteriorreforçam a necessidade de se confirmar o cristal quese esta utilizando como padrão geológico nacalibração da microssonda eletrônica. É importantealertar aos pesquisadores que somente utilizemapatitas Durango típicas (teores de Cl em torno de0,41 % peso), pois estes são amplamente estudadose conhecidos na literatura.
Este trabalho visa estabelecer os teores deCl presentes em um cristal de apatita Durango queservirá futuramente de padrão geológico para o la-boratório de Microssonda Eletrônica da Universida-de Federal do Rio Grande do Sul (UFRGS), visandocaracterizar os teores de Cl em apatitas para futurosestudos AFTA desenvolvidos por esta universidade.
Somado a isto, pretendemos alertar os pesqui-sadores quanto a importância da análise dos teores deCl de cada mineral, tendo em vista a influência destesteores na interpretação das idades AFTA. Para isto,ilustramos este trabalho com dados obtidos em amos-tras da Bacia do Recôncavo e Camamu por Cupertino(2000), onde foram realizadas tanto estudos de traçosde fissão quanto dos teores de Cl das apatitas.
RESULTADOS DAS ANÁLISES PORMICROSSONDA ELETRÔNICA
As análises deste trabalho foram realizadas noLaboratório de Microssonda Eletrônica do Instituto deGeociências da Universidade Federal do Rio Grandedo Sul (UFRGS), utilizando equipamento da marcaCAMECA modelo SX50. As condições analíticas uti-lizadas foram as seguintes: - Tensão = 15 kV; - Corren-te = 10 nA; - Diâmetro do feixe = 10 µm.
Apatita Durango
Foram efetuadas 30 (trinta) análises pontu-ais em um fragmento de apatita Durango, utilizando
Quadro 1 - Análise composicional (em %peso) de típica apatita Durango, e de variedade pobre em Cl (*). Análise produzida por microssondaeletrônica JEOL-733 com tensão = 15 kV, corrente = 15 nA e diâmetro do feixe = 10 µm (extraído de Weiland et al., 1992).
roC OaC P2O5 lC F OrS OiS 2 aN 2O OnM eF 2O3
aviloedreV 5,55 0,14 44,0 54,3 50,0 42,0 91,0 10,0 10,0
aviloedreV 3,45 4,04 34,0 53,3 30,0 34,0 32,0 10,0 30,0
aviloedreV 1,55 7,04 63,0 24,3 60,0 24,0 32,0 10,0 40,0
aviloedreV 4,55 2,14 04,0 93,3 50,0 42,0 61,0 00,0 50,0
*osnetniedreV 0,45 2,04 10,0< 30,4 84,0 12,0 63,0 30,0 10,0<
*osnetniedreV 9,45 3,83 60,0 10,4 12,0 40,1 80,0 20,0 10,0
*osnetniedreV 7,45 7,04 10,0< 59,3 64,0 41,0 61,0 20,0 80,0
uma rotina para elementos traço, sendo o equipa-mento calibrado a partir de um padrão sintético deapatita (Ca = 38,8; P = 17,5; O = 42,7 em %peso).Todas as análises encontram-se dentro do limite dedetecção do aparelho, sendo este calculado pelaequação: P= 3√B + B (P = pico; B = background).O quadro 2 apresenta os resultados obtidos em cadauma das 30 leituras efetivadas sobre a amostra. Oteor médio de Cl obtido foi de 0,42 %peso, comdesvio padrão (s) igual a 0,03 (Fig. 1). Os dadosmostram a presença de teores médios de Cl na bordaesquerda do mineral (0,41 %peso) superiores aos daborda direita (0,39 %peso), conforme ilustra a figu-ra 2. Cabe salientar que estes resultados encontram-se dentro dos limites estatísticos (2σ), portanto osteores de Cl podem ser considerados homogêneosna apatita em questão.
Apatitas das Bacias do Recôncavo e Camamu,Bahia
Numa segunda etapa, o equipamento foi ca-librado apartir dos dados de Cl obtidos para aapatita Durango, e procedeu-se então análises dosteores deste elemento em apatitas de 4 (quatro)amostras de arenitos das Bacias do Recôncavo eCamamu, Bahia, Brasil (amostras SUP3, SUP9, B1,C1) a fim de se identificar futuras influências destesteores nas idades obtidas pelo método de traços defissão. Os dados dos teores de cloro obtidos para asapatitas das amostras destas bacias são comparadoscom as idades AFTA obtidas por Cupertino (2000),na Figura 3. Percebe-se a influência da composiçãodas apatitas na distribuição das idades, principal-mente nas amostras SUP3 e C1, onde alguns cristaisestão alinhados segundo uma reta cuja inclinação éfunção do teor de Cl existente no cristal (veja a retaà esquerda dos gráficos).
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Figura 1 - Conteúdo de cloro encontrado em apatitas de Cerro Mer-cado, Durango, México. A amostra utilizada na calibração dos padrõessintéticos foi gentilmente cedida pela Prof. Dra. Lídia Lelarge. Osvalores obtidos no presente trabalho estão compatíveis àqueles exis-tente na literatura internacional.
Quadro 2 - Dados de teores de Cl (em %peso) e relação pico/background (C/S = contagens por segundo) para apatita Durangoobtidos por Microssonda Eletrônica CAMECA SX50 da UniversidadeFederal do Rio Grande do Sul (tensão = 15 kV, corrente = 10 nA,diâmetro do feixe = 10 µm).
otnoP )S/C(ociPdnuorgkcaB
)S/C(lCedseroeT
)osep%(
1RD 51,81 21,2 54,0
2RD 58,81 31,2 64,0
3RD 29,81 22,2 74,0
4RD 21,81 80,2 54,0
5RD 07,51 75,2 73,0
6RD 07,61 03,2 04,0
7RD 58,41 37,2 43,0
8RD 78,51 53,2 83,0
9RD 54,71 33,2 24,0
01RD 80,61 21,2 93,0
11RD 35,71 25,2 24,0
21RD 37,61 32,2 04,0
31RD 82,61 25,2 83,0
41RD 84,61 00,2 04,0
51RD 57,61 51,2 14,0
61RD 02,81 01,2 54,0
71RD 25,81 05,2 54,0
81RD 75,81 33,2 54,0
91RD 77,71 80,2 44,0
02RD 39,71 70,2 44,0
12RD 07,71 70,2 44,0
22RD 22,81 35,2 83,0
32RD 32,71 37,2 04,0
42RD 38,61 71,2 14,0
52RD 76,81 51,2 64,0
62RD 89,81 54,2 64,0
72RD 32,51 53,2 63,0
82RD 30,61 54,2 04,0
92RD 71,61 71,2 93,0
03RD 82,71 03,2 24,0
Figura 2 - Representação esquemática da seção contendo fragmento deapatita Durango analisada neste trabalho, onde são mostrados os lo-cais de incidência do feixe de elétrons, os principais fraturamentos, eas médias (x) dos teores de Cl (%peso) para cada porção do mineral.Note que todos os valores estão dentro do limite estatístico (2σ).
DISCUSSÃO DOS RESULTADOS
Os teores de Cl obtidos para a apatita dalocalidade de Cerro de Mercado, Durango, Méxicosão muito semelhantes aos conhecidos na bibliogra-fia, caracterizando o cristal analisado como umaapatita do tipo Durango com teor médio de Cl iguala 0,42 %peso, e reafirmando assim a sua utilizaçãocomo um padrão geológico eficiente. A figura 2mostra que existem variações do teor de cloro emdiferentes regiões do cristal, porém sempre dentrodos limites estatísticos admitidos (±2σ).
Através da associação dos teores de Cl comas idades de traço de fissão obtidas em apatitas derochas das bacias do Recôncavo e Camamu, pode-seavaliar com maior segurança o significado de popu-lações disntintas de idades em uma mesma amostracomo ilustrado na figura 3.
Adicionalmente, esta quantificação dos teo-res médios de Cl, permitiu a Cupertino (2000) maiorsegurança na escolha do modelo de otimização a seradotado no estudo da evolução térmica do Sistemade Riftes do Recôncavo e Camamu, Bahia. Ali, oresultado desta modelização e a discussão detalhadada mesma podem ser encontrados.
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Figura 3 - Correlações entre os teores de Cl e as idades obtidas para as amostras da Bacia do Recôncavo e Camamu (amostras SUP3, C1, B1,G3). Os gráficos da esquerda ilustram a distribuição dos teores de cloro, e os dados estatísticos calculados. Os gráficos da direita relacionamas idades obtidas (pontos) e seus erros (linhas verticais) com os teores de cloro analisados. A linha tracejada indica os cristais onde a variaçãodos teores de Cl interferiram diretamente na idade obtida. PAD = Padrão Apatita Durango (modificado de Cupertino, 2000).
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Agradecimentos - Gostaríamos de agradecer à Prof. Dra. LídiaLelarge da Universidade Federal do Rio Grande do Sul pela gentilcessão da amostra de apatita Durango, fundamental na produção destetrabalho e também por sua atenção prestada durante a execução ecorreção do mesmo. Agradecemos ainda ao Prof. Marcos ZenVasconcellos e à laboratorista Cíntia Matsumura pela dedicação epresteza dispensadas durante as análises, à André Canale pelascorreções e sugestões sempre oportunas, à Paul Edwin Potter pelacorreção do abstract, e à Janaína Nunes Ávila pelo auxílio na coletade dados, tratamento estatístico, correções e sugestões.
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Contribuição do Estudo Aeromagnetométrico e de Imagens Orbitais (TMLANDSAT 5) ao Conhecimento do Arcabouço Geológico do Distrito
Fluorítico de Santa Catarina (Brasil) e suas Implicações para a Prospecçãode Fluorita
ROSEMARY HOFF1, ARTUR CEZAR BASTOS NETO
2 & SÍLVIA BEATRIZ ALVES ROLIM2
1 Curso de Pós-Graduação em Geociências, Instituto de Geociências,Universidade Federal do Rio Grande do Sul - Caixa Postal 15001 -CEP 91.501-970, Porto Alegre, RS. [email protected]
2 Instituto de Geociências,Universidade Federal do Rio Grande do Sul - Caixa Postal 15001 CEP 91.501-970, Porto Alegre, RS.
(Recebido em 08/02.Aceito para publicação em02/03)
Abstract - Geophysical (aeromagnetometry) and remote sensing (TM LANDSAT) data allowed to recognize different structuralpatterns at the Santa Catarina fluorite district. These features correspond to N-S and NNE-SSW structural lineaments withpotential environments for fluorite prospection. In detail, the used treatment allowed to identificate minor structures associatedwith these lineaments and showed that two principal structures carring mineralization prolongs themselves for dozens of kilometersin areas where previous existence were not even suspected. So a serie of data were searched about origin, evolution and relativechronology for the structures present in several directions, just like questions about the geological evolution of the district.
Keywords - aeromagnetometry, remote sensing, fluorite.
Pesquisas em Geociências, 29(2): 37-52, 2002ISSN 1518-2398
Instituto de Geociências, UFRGSPorto Alegre, RS - Brasil
INTRODUÇÃO
O Distrito Fluorítico de Santa Catarina(DFSC) é o maior produtor de fluorita da Américado Sul. Cerca de 3 Mt (ROM com teor médio de40% de CaF2) foram produzidas em 40 anos deexploração contínua, cujo auge (300.000 t/ano)aconteceu na década de 80. Na última década, apesquisa por novos depósitos estagnou, mas a pro-dução nacional permaneceu concentrada no DFSC,onde as reservas atuais são de apenas cerca de 2 Mt(minério in situ com 50% de CaF2). Assim, diantede uma necessidade de demanda de mercado pornovas áreas, a pesquisa vem sendo retomada.
O presente estudo compara os produtos doprocessamento de dados aerogeofísicos (aeromagne-tometria) e de sensoriamento remoto (TMLANDSAT 5), selecionando as técnicas mais ade-quadas para o realce e interpretação das estruturasàs quais associam-se os depósitos de fluorita, comos objetivos específicos de (1) delimitar áreas comdiferentes padrões estruturais que traduzissem dife-rentes potenciais para prospecção de fluorita, (2)caracterizar os principais lineamentos do DFSC eidentificar novos lineamentos, falhas e fraturas pas-síveis de conterem depósitos associados, (3) verifi-car as possíveis continuidades das estruturasmineralizadas em áreas onde elas aparentementedesaparecem e (4) ampliar o conhecimento geológi-co do distrito, gerando novos dados para as discus-
sões dos modelos genéticos no que tange as suasimplicações para a prospecção de fluorita.
TRABALHOS ANTERIORES
O DFSC ocorre numa faixa de 100 km decomprimento por 60 km de largura, delimitada aoeste pela Bacia do Paraná e a leste pelo OceanoAtlântico (Fig. 1). O embasamento enquadra-se naextremidade nordeste do Batólito de Pelotas - unida-de geotectônica central do Cinturão Dom Feliciano(Fragoso César, 1980). Predominam os granitos Pe-dras Grandes e Tabuleiro (Sallet, 1988). Zanini etal. (1997) e Silva & Leites (2000) identificaram nodistrito faixas com ocorrências da Suíte Valsungana.Os granitóides são cortados por diques de rochassubvulcânicas ácidas Eo-cambrianas (Teixeira,1969). As rochas da Bacia do Paraná presentes nodistrito pertencem às formações Rio do Sul(folhelhos e diamictitos) e Rio Bonito (arenitos,siltitos e carvão), ambas do Permiano Inferior. Estessedimentos são cortados por diques e soleiras dediabásio da Formação Serra Geral (Juro-Cretácea).Na parte norte do distrito ocorre a intrusão alcalinade Anitápolis e, a oeste, o maciço alcalino de Lages,com idade de 70 Ma.
A principal estrutura com mineralizações as-sociadas é o Lineamento Canela Grande (LCG) deorigem ligada ao ciclo Brasiliano, com direção geralNNE-SSW, comprimento maior do que 100 km e
Em respeito ao meio ambiente, este número foi impresso em papel branqueado por processo parcialmente isento de cloro (ECF).
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largura de até 2 km (Figura 1). O LCG é constituídopor um sistema de falhas que se ramificam, ouinfletem, de direções N-S e NNE-SSW (subordina-damente NE-SW), ocorrendo estruturas menores as-sociadas de direção NE-SW a E-W geradas pelamovimentação transtensiva dextral à época damineralização. Os depósitos de fluorita podem sercontrolados pelas falhas principais ou pelas estruturasmenores associadas (Hackspaker & Flores, 1987;Ferreira & Almeida, 1989; Bastos Neto, 1990).
Ao longo do LCG ocorrem quatro subdis-tritos (Figura 1) cujas reservas estão quase exauri-das. As reservas atuais concentram-se no subdis-trito Grão-Pará, associadas à zona de cisalhamentoRio dos Bugres (ZCRB) (Ferreira & Almeida,1989). A leste do LCG foram explorados depósitosassociados ao lineamento Armazém e os depósitosGarganta e São Tomás. Os depósitos são filoneanos,hidrotermais de baixa temperatura. Eles têm, maistipicamente, morfologia de lente biconvexa, compri-mentos de 200 a 400 m e espessuras de 1 a 5 m,sendo explorados até uma profundidade da ordemde 150 m, excepcionalmente atingindo 300 m. Aparagênese é formada essencialmente por fluorita equartzo microcristalino. Subordinadamente ocorrembarita, pirita e esmectita e, mais raramente, galena ecarbonatos. Segundo Bastos Neto (1990), amineralização no LCG está ligada a quatro fasestectônicas. Na fase 1, o LCG sofreu uma movimen-tação direcional dextral afetando diques de diabásiocom direção NW-SE, um deles datado (Rb/Sr) em131 Ma (Teixeira, 1969). Na fase 2 foi ligada a umadistensão NW-SE. A fase de mineralização 3 foiligada a uma nova movimentação direcional dextral.A fase de mineralização 4 (associada a umadistensão NNW-SSE) tem idade em torno de 65 Ma(Jelinek et al., 1999). Os modelos genéticos propos-tos dividem-se em duas linhas. A primeira vincula amineralização ao magmatismo alcalino de Lages(Horbach & Marimon, 1980, 1982) ou ao mag-matismo alcalino de Anitápolis (Morgental, 1983).A segunda linha considera que o flúor foi lixiviadodos granitos regionais por soluções de origemmeteórica (Savi, 1980; Dardenne & Savi, 1984;Dardenne, 1985; Sallet, 1988; Ferreira & Almeida,1988; Bastos Neto, 1990; Bastos Neto et al., 1991;Rocha, 1997).
Dados de aeromagnetometria foram poucoutilizados na prospecção de fluorita. Técnicas desensoriamento remoto foram algumas vezes emprega-das no distrito. Horbach & Marimon (1980 e 1982)
identificaram as principais estruturas do distrito apartir de imagens de radar. Morgental & Kirchner(1983) levantaram as estruturas do distrito por foto-grafias aéreas e imagens de radar. Plotando-as sobreuma base geológica na escala 1:100.000 e classifican-do-as com relação ao potencial para mineralização defluorita, elaboraram os mapas previsionais dafluorita. As estruturas plotadas na figura 1 são as dosmapas previsionais. Ferreira & Almeida (1989) inter-pretaram visualmente fotografias aéreas e imagensTM LANDSAT 4, nas áreas da ZCRB e no extremosul do LCG, visando estabelecer critérios paraprospecção de fluorita. Flores et al. (1993), utilizandoimagens TM LANDSAT 5 e fotografias aéreas, defi-niram áreas com diferentes padrões morfotectônicose morfogenéticos aos quais associaram diferentespotenciais para prospecção de fluorita.
METODOLOGIA
Os dados aeromagnetométricos foram forne-cidos pela Companhia de Pesquisas de RecursosMinerais e pertencem aos Projetos Serra do Mar Sul(PSMS) e Ponta Grossa-Criciúma (PPGC) (CPRM,1993). No primeiro, o levantamento de campo ocor-reu em 1978, efetuado pela GEOFOTO SA commedidas de intensidade total do campo magnéticoregistrada de 60 em 60 m, ao longo de linhas de vôode direção N30°W, espaçadas em 1000 m e altura devôo de 150 m. No segundo, o levantamento ocorreuem 1971, efetuado pela Companhia Brasileira deGeofísica (CBG) com medidas de intensidade totaldo campo magnético registrada de 60 em 60 m, aolongo de linhas de vôo de direção E-W, espaçadasem 1000 m e altura de vôo de 120 m. A fase de pré-processamento dos dados aeromagnetométricos foirealizada pela CPRM (1994), com correções doserros de gravação e de variação diurna.
Os pré-processamentos foram feitos pelasempresas executoras dos levantamentos, sendo oseguinte para cada projeto: 1) PPGC - homo-geneização dos registros, reconstituição de curvas,com sensibilidade 200 gammas/10" e 500 gammas/10" (Companhia Brasileira de Geofísica, 1972); 2)PSMS - nivelamento de loops, e de linhas de contro-le (GEOFOTO S. A., 1978). Neste projeto, os pro-cessamentos dos dados geofísicos foram realizadoscom o programa OASIS Montaj/GEOSOFT 4.2.(GEOSOFT, 1997). Os resultados dos diferentesprocessamentos acima foram interpretados atravésde imagens coloridas de relevo sombreado.
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Figura 1 - Mapa geológico e de localização do Distrito Fluorítico de Santa Catarina. A: sedimentos quaternários; B: Maciço Alcalino de Anitápolis; C:Formação Serra Geral; D: Bacia do Paraná; E: Grupo Itajaí; F: Granito Tabuleiro; G: Granito Pedras Grandes. LCG: Lineamento Canela Grande; ZCRB:Zona de cisalhamento Rio dos Bugres; ESRL: Estrutura Santa Rosa de Lima; LA: Lineamento Armazém; LU: Lineamento Uruçanga; 1: subdistritoSegunda Linha Torrens; 2: subdistrito Ribeirão da Areia; 3: subdistrito Pedras Grandes; 4: filão Rio Bravo Alto; 5: subdistrito Grão Pará; 6: filão Garganta;7: filão Jaguaruna; 8: filão São Martinho; 9: filão Armazém; 10: filão São Tomás.
PR
Florianópolis
6931121 723124
Brasil
RS
DFSC
Santa Catarina
SQ
MA
SG
BP
GI
GT
PG
es
jf
N
ESCALA GRÁFICA
0 5 10 15 20 25kmOce
ano Atlâ
ntico
Cabo de Santa Marta
Criciúma
Morro da Fumaça1 7
6
83
9
10
45
6611
25
6817622
São Bonifácio
Rio Fortuna
Uruçanga
Tubarão Laguna
40
Inicialmente, foram geradas as malhas regu-lares relativas aos dois projetos (PSMS e PPGC)com uma célula de 250 x 250 m por meio dointerpolador de curvatura mínima. O nivelamentodas alturas de vôo dos dois projetos foi efetuado nosdados do levantamento do PPGC, utilizando-se umfiltro de continuação para cima em 30 m. Uma vezpadronizadas, as malhas foram unidas e micronive-ladas com a técnica de Minty (1991). As malhasregulares resultantes retrataram com maior fidelida-de as informações presentes nos dados originais,permitindo uma correta aplicação do conjunto defiltros no domínio da freqüência selecionado para orealce das informações desejadas. Uma vez geradas,as malhas regulares foram tratadas com os filtrosredução ao pólo (RP), primeira derivada vertical(1DV), continuação para cima (CUP) e amplitudedo sinal analítico (SA).
O filtro de redução ao pólo foi aplicado comobjetivo de obter as anomalias tal como seria nopólo magnético, com base no processamento daanomalia medida numa latitude qualquer. Em mui-tos casos, este tipo de filtragem auxilia a interpreta-ção dos resultados, uma vez que a anomalia é cen-tralizada sobre as fontes magnéticas. Para que umadeterminada anomalia seja reduzida ao pólo, é ne-cessário que se conheça a direção de magnetizaçãoda fonte de anomalia. Por esse motivo, na práticaesta filtragem somente fornece resultados satisfató-rios quando a anomalia é produzida por magnetiza-ção induzida. A presença de magnetização remanes-cente quase sempre modifica os resultados, a menosque se conheça a sua direção. Vale mencionar que apresença de baixas latitudes magnéticas tambémpode causar uma restrição na utilização deste filtro,devido à incorporação de ruídos e feições que nãocorrespondem à realidade (Rolim, 2001).
O filtro passa-alta amplifica os comprimentosde onda curtos em relação aos comprimentos de ondalongos, sendo importante no mapeamento de detalhe.Aplica-se a primeira derivada para realçar os compo-nentes das fontes mais rasas, manter as fontes inter-mediárias e eliminar as feições mais profundas. Apli-ca-se a segunda derivada para realçar ainda mais es-tas feições, atenuando ou eliminando as fontes inter-mediárias e mais profundas. No entanto, esta filtra-gem tende a acentuar os ruídos nos dados.
Os filtros passa-baixa realçam os compo-nentes de maior comprimento de onda, ressaltandoas feições das fontes mais profundas, sendo maisutilizado o de continuação para cima (Milligan &Gunn, 1997).
O filtro de amplitude de sinal analítico (Roestet al., 1992; Milligan & Gunn, 1997) combina as de-rivadas direcionais (X, Y e Z), representando a medidada quantidade de magnetização e sendo independenteda direção de magnetização (Blakely, 1996). A ampli-tude do sinal analítico está relacionada à amplitude demagnetização, permitindo o posicionamento das fontesmagnéticas. Desta forma, este filtro vem sendo utiliza-do como complemento aos casos onde a redução aopólo pode comprometer a interpretação dos resultados(Rolim & Mendonça, 2001; MacLeod et al., 1993).
A imagem utilizada no presente estudo foi ado sensor TM LANDSAT 5, WRS 220.079 de23.05.97, escolhida pela proximidade do inverno,quando a menor insolação e o maior sombreamentoevidenciam as estruturas. As técnicas utilizadas paradetecção de lineamentos estruturais foram o aumen-to de contraste e a filtragem direcional, efetuadossomente sobre a banda TM4.
A filtragem foi feita sobre a imagem semampliação de contraste. Esta banda foi escolhida pelamelhor definição que confere às formas de relevo,pois a vegetação apresenta alta resposta espectralnesta banda do TM e contrasta com as tonalidadesescuras das áreas sombreadas, fornecendo uma me-lhor visualização dos lineamentos estruturais.
O aumento linear de contraste foi efetuadopara obtenção do histograma expandido da banda,com a finalidade de melhorar as condições de ilumi-nação da cena (Richards, 1986). Neste processa-mento, utilizou-se o programa ENVI 3.5 (RSI,2000), o qual foi também empregado na filtragemdirecional, através de filtro multidirecional 7 x 7(Araújo & Carvalho Jr., 1994), para evidenciar asdireções do relevo e das morfoestruturas. A matrizmultidirecional 7 x 7 empregada foi:
O programa AUTOCAD MAP 2000(AUTODESK, 2000) foi utilizado para digitalizar oslineamentos na tela, sobre a imagem filtrada, produ-zindo-se um arquivo de dados vetoriais. Após,efetuou-se a inserção dos dados vetoriais noROCKWORKS 99 (ROCKWARE, 1999) para cal-cular a direção azimutal dos vetores e classificar osmesmos segundo intervalos de classes selecionados.
6 5 4 3 2 1 0
5 4 3 2 1 0 1-
4 3 2 1 0 1- 2-
3 2 1 0 1- 2- 3-
2 1 0 1- 2- 3- 4-
1 0 1- 2- 3- 4- 5-
0 1- 2- 3- 4- 5- 6-
41
Os resultados obtidos da interpretação dosdados de geofísica e de sensoriamento remoto foramintegrados com mapas geológicos previamentedigitalizados referentes às folhas Criciúma/Lagoa deGaropaba do Sul, Laguna, Tubarão, Anitápolis, San-to Amaro da Imperatriz e aos mapas previsionais deMorgental & Kirchner (1983) na escala 1:100.000.
As seis bandas da imagem TM foram geor-referenciadas utilizando-se 70 pontos de controle noterreno, a partir das cartas planialtimétricas, pelo mé-todo do vizinho mais próximo, estando a imagem limi-tada pelas seguintes coordenadas UTM: E = 661252 ma 722999 m, N = 6817760 m a 6931000 m. O erroobtido foi de 0,000680 (RMS), aceitável para a escalaregional e dimensões da área adotadas neste estudo.
RESULTADOS
Aeromagnetometria
A Figura 2.a representa o campo magnéticoresidual micronivelado. As anomalias magnéticas for-mam dois grandes domínios, D1 e D2, separados pelalinha contínua de traço branco. No D1, o relevomagnético é bastante perturbado devido à maior in-fluência de fontes rasas e destaca-se a orientaçãogeral paralela à linha de costa, ao norte do Cabo deSanta Marta. À medida que se aproxima do limiteoeste, as anomalias magnéticas do D1 apresentamuma suavização gradual. No D2, o relevo magnéticoé mais suave, indicando a predominância de fontesmagnéticas mais profundas. Neste domínio, destaca-se uma faixa central, com maior valor de campomagnético. Esta faixa é delimitada por feições mag-néticas de orientação geral NE-SW, mas seu limiteoeste tem uma direção NNE-SSW. A parte NE dafaixa parece coincidir com os limites de um grandecorpo (Granito Tabuleiro). No extremo norte da áreaobserva-se uma intensa anomalia magnética associa-da ao Maciço Alcalino de Anitápolis. Dois importan-tes alinhamentos magnéticos são observados. O pri-meiro (a oeste de Braço do Norte) é muito bem de-finido na direção NNE-SSW e no seu prolongamentopara NNE situa-se o Subdistrito Grão Pará. O segun-do ocorre à oeste deste subdistrito, tendo direção NE-SW. No extremo sul da área, delineia-se um alinha-mento de anomalias magnéticas a leste de Criciúma.
Na Figura 2.b, com a aplicação do filtro deredução ao pólo, os picos das anomalias tendem a sercentralizados sobre suas respectivas fontes. No domí-nio oeste observa-se uma tendência das anomaliasmagnéticas orientarem-se segundo as direções NNE-SSW a NE-SW. Delineia-se, na parte leste deste do-
mínio, uma faixa coincidindo aproximadamente comuma faixa de granito da Suíte Valsungana. Mais aoeste, um alinhamento de anomalias situa-seexatamente no LCG. Um alinhamento NNW-SSEocorre na área do Maciço Alcalino de Anitápolis.
Na Figura 2.c, a aplicação do filtro de pri-meira derivada em Z permite a investigação de cor-pos e feições geológicas mais superficiais. O relevodo domínio oeste, antes suavizado, apresenta-seagora com uma textura resultante da superposiçãodas direções NNE-SSW, NE-SW e ENE-WSW. Oslimites das áreas de iso-intensidade magnética ocor-rem segundo estas direções, delineando faixas. Naparte central da figura ocorre um faixa de anomaliasfortemente orientadas na direção ENE-WSW. Anorte desta faixa, a orientação ENE-WSW permane-ce, mas a densidade de anomalias é bem menor doque ao sul. Ao sul da faixa, predomina ora a direçãoNE-SW, ora NNE-SSW. Mas, exatamente ondeocorre o LCG, as anomalias orientam-se nitidamen-te segundo a direção NNE-SSW, marcando muitobem o lineamento desde o subdistrito Pedras Gran-des até o subdistrito Rio Bravo Alto. Ao sul dosubdistrito Pedras Grande, algumas anomalias ali-nham-se aparentemente com o LCG que volta a serbem delineado próximo a Criciúma. Outras estrutu-ras NNE-SSW são observadas, destacando-se a quese situa no prolongamento ZCRB e a faixa coinci-dente com a Suíte Valsungana. O filtro de primeiraderivada realçou o alinhamento NNW-SSE da áreado maciço de Anitápolis e evidenciou, no domínioleste, uma estrutura situada no prolongamento da-quela do maciço. No extremo sul do distrito obser-va-se um alinhamento WNW-ESE na posição dolineamento Uruçanga (Horbach & Marimon, 1980).
A aplicação do processamento sinal analítico(Fig 2.d), que tende a delimitar as anomalias magnéti-cas levando em consideração a geometria dos corpos,produziu dois resultados. O primeiro foi acentuar atendência das feições magnéticas orientarem-se nadireção NNE-SSW, destacando claramente o prolonga-mento da estrutura ZCRB e as partes centro e sul doLCG, incluindo o prolongamento deste ao sul deCriciúma. O segundo foi evidenciar alinhamentosNW-SE a NNW-SSE que podem ser seguidos continu-amente na passagem entre os domínios leste e oeste.
Figura 2 - Imagens aeromagnetométricas do DFSC. a: cossenodirecional; b: redução ao pólo; c: primeira derivada em Z; d:sinal analítico. D1: domínio 1; D2: domínio 2. LCG: LineamentoCanela Grande; ZCRB: Zona de cisalhamento Rio dos Bugres;ESRL: Estrutura Santa Rosa de Lima; LA: Lineamento Arma-zém; LU: Lineamento Uruçanga. 1: subdistrito Segunda LinhaTorrens; 2: subdistrito Ribeirão da Areia; 3: subdistrito PedrasGrandes; 4: filão Rio Bravo Alto; 5: subdistrito Grão Pará; 6:filão Garganta; 7: filão Jaguaruna; 8: filão São Martinho; 9: filãoArmazém; 10: filão São Tomás.
42
Figura fotolito
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Processamento de Imagens Orbitais
A Figura 3 apresenta o progresso obtidocom a sucessão de tratamentos. Na imagem da ban-da TM3, mesmo com aumento linear de contraste, orealce das morfoestruturas (lineamentos) é muitopequeno devido ao efeito da vegetação e das feiçõesde ocupação do solo. Na banda TM4, estes efeitossão minimizados, realçando-se o sombreamentodado pelo relevo, o qual pode ter controle tectônico.Com o avanço do tratamento digital, chegou-se àimagem filtrada, revelando-se ainda mais asmorfoestruturas, pois o filtro diminui a sensação detridimensionalidade, retratando a cena como umaimagem plana com apenas elementos lineares. As-sim, foi identificado um grande número de novasmorfoestruturas, inclusive associadas aos lineamen-tos enfocados em trabalhos anteriores e nos arredo-res das jazidas. Neste sentido, destaca-se a determi-nação precisa do traço da falha Segunda LinhaTorrens (principal falha mineralizada do LCG) porcerca de 10 km, até as proximidades de Criciúma,num setor onde o prolongamento desta estruturapara sul não havia sido reconhecido. Também nosubdistrito Segunda Linha Torrens, identificou-seuma morfoestrutura, paralela à falha principal, cujaverificação no campo mostrou tratar-se de uma falhacom indícios de mineralização, até então desconhe-cida pelos mineradores.
Com o tratamento efetuado obteve-se umapopulação de 16.041 morfoestruturas (Fig. 4). Adistribuição das morfoestruturas segundo suasdireções (cartas de filtragem) foi investigada emintervalos de 10º e segundo diversas combinaçõesde intervalos. No entanto, pode haver tendenciosi-dade no realce das estruturas em função da ilumina-ção solar. No caso, o azimute solar da passagem daimagem utilizada é 41.42°, o que conferiu uma di-minuição das estruturas mais ou menos paralelas aeste ângulo e um aumento exagerado dasmorfoestruturas perpendiculares, o que pode serobservado mais adiante nas figuras 5b e 6b.
Os melhores resultados foram obtidos comas combinações estabelecidas em função do conhe-cimento da geologia do distrito. No quadrante NE,as subdivisões 0º-20º, 20º-45º e 45º-80º corres-
pondem às relações angulares das estruturas queconstituem o LCG. O último intervalo foi delimita-do em 80º, ao invés de 90º, pois N80ºE, direção dofilão Cruzeiro, representa o limite angular para osdepósitos de fluorita. O intervalo 45º-80º permite,também, investigar os lineamentos da família ENE-WSW e as estruturas menores a estes associadas. Osintervalos N80º-90ºE e N80º-90ºW permitem avaliara presença no continente de estruturas ligadas aolineamento de Florianópolis (estrutura oceânica E-W, Asmus, 1984).
As morfoestruturas N-S a NNE-SSW (Fig.5.a) podem ser seguidas continuamente doembasamento para a Bacia do Paraná. Elas sãomenos freqüentes na Bacia do Paraná e na partenorte do distrito, especialmente no extremo NE. NoLCG não se observa uma maior freqüência desteintervalo de classe de morfoestruturas, mas, repre-sentando-se conjuntamente as morfoestruturas dointervalo N0º-45ºE (Fig.3.d), a configuração do line-amento pode ser bem observada. A leste do LCG(Fig. 5.a) três novos lineamentos foram identifica-dos. Na área do subdistrito Grão Pará, mesmo emdomínio de cobertura, a freqüência de morfoestru-turas NNE-SSW é grande e, mais ao sul, ocorre umasérie de morfoestruturas superpondo-se à anomaliamagnética identificada no prolongamento da ZCRB.O LA ocupa uma faixa de direção N-S cujas bordassão bem marcadas por dois alinhamentos paralelosde morfoestruturas N-S, existindo, em seu interior,morfoestruturas nas direções NNE-SSW a NE-SW,mas com uma densidade muito inferior à observadano LCG.
As morfoestruturas N20º-45ºE (Fig. 5.b) sãoas menos freqüentes de todas as famílias, sendoparticularmente raras na Bacia do Paraná. Emboraestruturas com esta direção integrem os lineamentosN-S e NNE-SSW, examinando-se a carta defiltragem não se nota aumento de freqüência delasno LCG, na ZCRB ou no LA. Por outro lado, au-mentam a freqüência de oeste para leste, sendo afamília de morfoestruturas mais numerosas e maisextensas na parte leste do distrito, onde se destaca oparalelismo com a orientação N30ºE das anomaliasmagnéticas aí existentes.
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Figura 3 - Detalhe do processamento digital de imagens orbitais da parte sul do DFSC. A: banda 3 TM LANDSAT 5 com aumento linear de contraste;B: banda 4 TM LANDSAT 5 com aumento linear de contraste; C: banda 4 TM LANDSAT 5 com filtro multidirecional; D: Destaque para o LineamentoCanela Grande em imagem obtida pela banda 4 TM LANDSAT 5 com filtro multidirecional, representadas apenas as morfo-estruturas N0º-45ºE,destacando com traço espesso as estruturas pertencentes a este lineamento. SQ: Sedimentos quaternários; BP: Rochas sedimentares da Bacia do Paraná;RG: Rochas granitóides. 1: subdistrito Segunda Linha Torrens; 2: subdistrito Ribeirão da Areia; 3: subdistrito Pedras Grandes.
6865216,5 682750,5
682750,5
6865216,5
6865216,5 6865216,5 682750,5
682750,5
682750,5
6625
06,9
6820382,4
6820382,4 6820382,4
6625
06,9
6625
06,9
0 5 km
N SQ RGBP
morfoestruturasminas, ocorrências
6625
06,9
6820382,4
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As morfoestruturas da classe N45º-80ºE for-mam quatro faixas de direção geral ENE-WSW (le-tras a, b, c e d na Fig. 5.c). As faixas são delimitadaspor morfoestruturas mais extensas de direção ENE-WSW, entre as quais ocorrem morfoestruturas me-nores de direção NE-SW. Este padrão é bem defini-do nas faixas b e c, que se superpõem à faixa ondeas anomalias magnéticas são fortemente direciona-das segundo ENE-WSW (Fig. 2.c). Na faixa a, asmorfoestruturas são significativamente menores.Nos subdistritos Ribeirão da Areia e Pedras Gran-des, constatou-se que os pontos de bifurcação e/ouinflexão das morfoestruturas do LCG situam-se nasintersecções com morfoestruturas ENE-WSW.
As morfoestruturas N80º-90ºE (Fig. 5.d) eN80º-90ºW (Fig. 6.d) distribuem-se uniformemente,não formando faixas nesta direção, nem se associan-do a faixas em outras direções. Elas são menosfreqüentes na parte norte do distrito, formam a famí-lia de menor extensão e não apresentam correlaçãocom as anomalias magnéticas. As morfoestruturasN0º-10ºW (Fig. 6.a) têm uma distribuição que pare-ce relacioná-las às morfoestruturas N-S, mas como
Figura 4 - Diagrama de roseta das morfo-estruturas do DistritoFluorítico de Santa Catarina.
não se conhece mineralização de fluorita no qua-drante NW, optou-se por representá-las em cartaindividual.
As morfoestruturas NNW-SSE (Fig. 6.b)ocorrem de forma extremamente densa numa áreaalongada na direção ENE-WSW que correspondeaproximadamente à união das faixas b e c acimadescritas (Fig. 5.c). No domínio da Bacia da Paranádestacam-se duas áreas com grande densidade des-tas morfoestruturas: o subdistrito de Grão Pará e aregião de Uruçanga. Parte das morfoestruturasNNW-SSE estão espacialmente associadas a anoma-lias magnéticas com filtro de sinal analítico (Fig.2.d), mais especialmente na faixa costeira, mas ape-nas a norte de Laguna.
Na família WNW-ESE (Fig. 6.c), se obser-vadas apenas as morfoestruturas de maior extensão,reconhece-se os seis lineamentos estruturais WNW-ESE descritos por Horbach & Marimon (1980) e,ainda, um sétimo lineamento no extremo norte dodistrito. Considerando-se o conjunto de morfoestru-turas, as maiores densidades ocorrem em duas fai-xas. A primeira agrupa os lineamentos I e II e abran-ge os subdistritos Segunda Linha Torrens, Ribeirãoda Areia e Pedras Grandes. A segunda, agrupandoos lineamentos IV e V, engloba os subdistritos RioBravo Alto e Grão Pará. Algumas morfoestruturasWNW-ESE correspondem a falhas que afetammorfoestruturas do quadrante NE, incluindo o LCG,com rejeito levógiro de até centenas de metros. Umaassociação espacial incipiente das morfoestruturasWNW-ESE com alinhamentos de anomalias magné-ticas (Fig. 2.d) foi observada na parte sudoeste dodistrito, mas, contrastadamente com as morfoestru-turas NNW-SSE, ela não ocorre na faixa costeiracom alto relevo magnético.
DISCUSSÃO
Arcabouço Geológico do DFSC
As características do domínio leste - anoma-lias magnéticas de grande amplitude, ligadas a fontesrasas e orientadas precisamente na direção N30ºE -são atribuídas a diques de diabásio correlacionados àFormação Serra Geral. Enxames de diques na zonacosteira foram mapeados por Morgental & Kirchner(1983), mas apenas nos maciços graníticos litorâneosou nos maciços isolados em meio à planície costeira,onde afloramentos extensos permitem a fácil identifi-cação em fotografias aéreas. Constatou-se que o sis-tema de diques ocorre numa faixa com largura decerca de 25 km, penetrando francamente no domínio
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Figura 5 - Cartas de filtragem das morfo-estruturas do Distrito Fluorítico de Santa Catarina. A: N0°-20ºE; B: N20°-45°E; C: N45°-80°E; D:N80°-90°E. SQ: Sedimentos quaternários; BP: Rochas sedimentares da Bacia do Paraná; RG: Rochas granitóides. 1: subdistrito Segunda LinhaTorrens; 2: subdistrito Ribeirão da Areia; 3: subdistrito Pedras Grandes; 4: filão Rio Bravo Alto; 5: subdistrito Grão Pará; 6: filão Garganta;7: filão Jaguaruna; 8: filão São Martinho; 9: filão Armazém; 10: filão São Tomás.
SQ BP RG
Lineamentos estruturais
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Figura 6 - Cartas de filtragem das morfo-estruturas do Distrito Fluorítico de Santa Catarina.A: N0°-10°W; B: N10°-45°W; C: N45°-80°W; D: N80°-90°W. SQ: Sedimentos quaternários; BP: Rochas sedimentares da Bacia do Paraná; RG: Rochas granitóides. 1: subdistrito Segunda Linha Torrens; 2:subdistrito Ribeirão da Areia; 3: subdistrito Pedras Grandes; 4: filão Rio Bravo Alto; 5: subdistrito Grão Pará; 6: filão Garganta; 7: filão Jaguaruna;8: filão São Martinho; 9: filão Armazém; 10: filão São Tomás.
SQ BP RG
Lineamentos estruturais
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de granitos a oeste da planície costeira, onde sãomascarados pelo uso dos solos. A faixa onde as ano-malias magnéticas são suavizadas é interpretadacomo uma diminuição gradual na freqüência e, pro-vavelmente, na espessura dos diques de leste paraoeste. Verificou-se no campo que os diques preen-chem fraturas totalmente seladas por estes corpos eque, na grande maioria dos casos, o granitoencaixante não apresenta sinais de hidrotermalismoou deformação anterior ao magmatismo. As fraturastêm uma direção muito uniforme N30-40ºE. Nas car-tas de filtragem, observou-se que as morfoestruturasnesta direção tendem a ser mais abundantes de oestepara leste. As evidências indicam, portanto, seremestruturas neoformadas ligadas ao rifteamento doAtlântico Sul.
No domínio oeste, a faixa central de maiorintensidade de anomalia magnética (Fig. 2.a) tem amesma direção geral NE-SW da compartimentaçãogeotectônica no Escudo Sul-rio-grandense. Ao nortedo DFSC, os contatos entre as grandes unidadestectono-estratigráficas (incluindo unidades arquea-nas) são marcados por estruturas ENE-WSW. Poroutro lado, observa-se, no DFSC, que os limites dareferida faixa têm, localmente, direção ENE-WSWe que estas partes coincidem com importantes ali-nhamentos de morfoestruturas de mesma direção.As principais morfoestruturas ENE-WSW corres-pondem a lineamentos estruturais marcados noembasamento por milonitos, blastomilonitos, nume-rosos filões de quartzo e, subordinadamente, diquesde subvulcânicas ácidas. Eles guiaram a formaçãode falhas diversas vezes reativadas desde o Pré-cambriano. A faixa de anomalia magnética NE-SWno DFSC pode corresponder, portanto, a umacompartimentação geotectônica antiga e profunda,mas de pouca expressão na superfície. No SudesteCatarinense, esta compartimentação deve infletirgradualmente para a direção ENE-WSW. Eventosposteriores, ainda ligados à evolução do embasa-mento, teriam reativado preferencialmente as estru-turas de direção ENE-WSW e/ou geraram novasestruturas de direção submeridiana. Exemplos des-tas últimas seriam (1) a ZCRB que controlou intru-sões de pequenos corpos graníticos (Flores, 1999) eem cujo prolongamento para sul identificou-se ali-nhamentos magnéticos que podem ser ligados a cor-pos intrusivos e (2) as estruturas a leste do LCG(Fig. 2.c) que coincidem com os limites de umafaixa de granitos da Suíte Valsungana. A represen-tação extremamente bem definida do LCG por
anomalias magnéticas sugere que este lineamentotambém exerceu controle sobre magmatismo graní-tico nos segmentos entre os subdistritos PedrasGrande e Rio Bravo Alto e, mais especialmente, noseu prolongamento próximo a Criciúma. Cruzando-se a distribuição dos granitos Tabuleiro nos mapasde Morgental & Kirchner (1983) e Zanini et al.(1997) com nossos dados, não existem as relaçõesentre estes corpos e os lineamentos ENE-WSW su-postas pelos primeiros autores.
No domínio sul, não se observou variaçãolitológica que explique a forte influência exercidapela direção ENE-WSW sobre a distribuição dasanomalias magnéticas com o filtro de primeira deri-vada (Fig. 2.c). Por outro lado, existe uma associa-ção espacial entre a faixa de anomalias magnéticasENE-WSW (Fig. 2.c) e as faixas B e C (Fig. 5. c)de morfoestruturas nesta direção. Ao norte da faixa,onde a densidade e intensidade de anomalias mag-néticas são muito reduzidas, a densidade de fraturastambém é pequena. Dados de aerogamaespectro-metria (Hoff, 2002) indicam tratar-se de uma varia-ção litológica. Independentemente desta interpreta-ção, sabe-se que o Sudeste Catarinense foi afetadopor um soerguimento (relacionado à evolução daSerra do Mar) mais acentuado na direção norte econtrolado, em grande parte, por estruturas ENE-WSW (Horbach & Marimon, 1983; Bastos Neto,1990) e que a ESRL (Fig. 1) é responsável pelaerosão, no bloco norte, da jazida Rio Bravo Alto ede, pelo menos, 200 m de sedimentos. Assim, asdiferentes densidades no fraturamento e nas anoma-lias magnéticas, respectivamente, a sul e norte daESRL poderiam ser explicadas em termos de umsoerguimento diferencial pronunciado, acarretandona eliminação parcial do fraturamento e, conseqüen-temente, dos padrões de anomalias magnéticas a eleassociado no bloco norte.
Os dois grupos de morfoestruturas doquadrante NW (WNW-ESE e NNW-SSE) são mar-cados no campo por rochas cataclásticas, veios dequartzo, diques de rochas subvulcânicas ácidas e dediabásio e podem controlar pequenos grabens comrochas sedimentares da Bacia do Paraná. EstruturasWNW-ESE deslocam sinistralmente estruturas doquadrante NE com rejeitos hectométricos; um dosexemplos é LCG, deslocado pelo lineamento deUruçanga. Os lineamentos WNW-ESE e NNW-SSEsão, portanto, estruturas de origem ligada ao cicloBrasiliano, diversas vezes reativadas posteriormen-te. Os alinhamentos magnéticos no quadrante NW
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seguem uma direção NW-SE intermediária entre asduas famílias identificadas nas imagens orbitais. Aexceção é representada por um alinhamento magné-tico NNW-SSE, persistente em diversos filtros,existente nas proximidades do maciço alcalino deAnitápolis. Os alinhamentos magnéticos NW-SEpodem ser associados a corpos de diabásio. Os line-amentos WNW-ESE, por formarem faixas de grandeextensão e bem definidas no campo (e nas imagensorbitais), seriam zonas preferenciais para reativaçãotranscorrente. Segundo Conceição et al. (1988), orifteamento do Atlântico Sul, ao interceptar estrutu-ras WNW-ESE na Argentina e Uruguai, reativou-asem transtensão dextral. Uma movimentação seme-lhante dos lineamentos WNW-ESE no DFSC cria-ria, nas áreas entre os mesmos, grandes fraturas detração de direção NW-SE que poderiam ser ocupa-das por corpos de diabásio. Isto explicaria as rela-ções angulares encontradas na região.
O controle de intrusão do maciço alcalinode Anitápolis já foi vinculado: a um lineamento dedireção NNW-SSE (Horbach & Marimon, 1980); aolineamento de Florianópolis de direção E-W(Asmus, 1984); a movimentos verticais opostos en-tre o arco de Ponta Grossa e o sinclinal de Torres(Almeida, 1983); ao LCG de direção NNE-SSW(Morgental, 1983). Com exceção da direção E-W,todas as direções acima, incluindo-se, ainda, aWNW-ESE, são representadas na região do maciçopor importantes estruturas aí existentes há pelomenos 500 Ma. Em nosso entender, à época domagmatismo alcalino, o papel principal foi desem-penhado pelos lineamentos WNW-ESE (vide dis-cussão anterior).
Implicações para a Prospecção de Fluorita
Este trabalho identificou 6.653 morfoestru-turas do quadrante NE, a grande maioria correspon-dendo a estruturas anteriormente desconhecidas. OLCG aparece nas cartas de anomalias magnéticasprincipalmente como faixas onde anomalias de mes-ma intensidade ocorrem alongadas na direção NNE-SSW. Este padrão é mais típico na parte central dodistrito e é nitidamente interrompido pela ESRL.Neste segmento central, o LCG é representado nasimagens orbitais principalmente por morfoestruturasde grande extensão, paralelas à direção geral do li-neamento. Ao sul, desaparece aquele padrão de ano-malias magnéticas e, nas imagens orbitais, o LCG émais tipicamente constituído por um sistema maisdenso de falhas. Isto leva a supor que, nestes dois
segmentos, o LCG está exposto em dois níveis dife-rentes, com a parte central correspondendo ao nívelmais profundo e a parte sul ao nível mais raso. Pro-vavelmente, a configuração em sistema de falhasramificadas foi ligada às reativações mais recentesdo LCG com a formação das falhas NE-SW e àsestruturas secundárias nas direções NE-SW a ENE-WSW. Neste sentido, o segmento central do LCGteria um potencial para mineralização de fluoritainferior ao segmento sul.
As estruturas ENE-WSW parecem influen-ciar a distribuição dos depósitos ao longo do LCG.(1) As ramificações do LCG ocorrem preferencial-mente nas intersecções com estruturas ENE-WSW eos depósitos encontram-se preferencialmente nasbifurcações ou nas ramificações tendendo para NE-SW. (2) As faixas ENE-WSW (Fig. 5.c) parecemdefinir blocos alternados com e sem mineralizaçãode fluorita: inexistem depósitos no bloco entre asfaixas a e b; existem depósitos entre as faixas b e c;inexistem depósitos a norte da faixa c. Este padrãopode ser ligado a movimentos verticais controladospelas estruturas ENE-WSW, implicando a erosão defilões em blocos soerguidos. O bloco a norte daESRL seria o menos prospectável. Mas, a comparti-mentação do LCG pode ter sido influenciada, tam-bém, por estruturas WNW-ESE que, reconhecida-mente, também controlaram movimentações verti-cais no distrito, sob influência das evoluções dosinclinal de Torres e do arco de Ponta Grossa (Bas-tos Neto, 1990). O recuo da borda da Bacia doParaná, da ordem de 10 km para oeste, no trechosituado entre o subdistrito de Grão-Pará e a cidadede Uruçanga parece estar associado ao soerguimentode um bloco controlado por lineamentos WNW-ESE(lineamentos II e IV na Fig. 5.c).
Na ZCRB ocorrem depósitos de fluoritamesmo a norte da ESRL, levando a crer que o limiteoeste do bloco soerguido a norte da ESRL poderiater sido a própria ZCRB. Neste sentido, a ZCRBcontinua sendo um excelente prospecto na sua ex-tensão para norte. Originalmente limitada aosubdistrito Grão-Pará, verificou-se aqui que a ZCRBestende-se para sul por mais 50 km, margeando aborda da Bacia do Paraná e, conseqüentemente, ten-do sido apenas recentemente exposta à erosão. Nafigura 3.d, a estrutura pode ser observada a cerca de5 km a oeste do LCG, com uma configuração muitosemelhante à deste lineamento. A ZCRB revela-se,neste estudo, como o principal prospecto paramineralização de fluorita no DFSC. Já o LA, apesar
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Pedras Grandes (Hoff, 2002). Por outrolado, contrariamente ao anteriormente suposto - queo controle magmatismo granítico fosse restrito aestruturas ENE-WSW - Flores (1999) descreve omagmatismo granítico associado à ZCRB. Assim, naseleção de novas estruturas NNE-SSW paraprospecção, poder-se-ia efetuar, como um primeiropasso, uma investigação da ocorrência de corposTabuleiro.
Na escala de distrito, entre as áreas que nãoforam exploradas, toda a borda oeste é aqui indicadacomo a melhor área para pesquisa. Nos arredores dacidade de Uruçanga, situa-se um setor de potencialextremamente alto. Duas áreas têm baixa prospec-tabilidade: (1) o domínio leste, onde o sistema defraturas N30º-40ºE encontra-se virtualmente seladopor diabásios; (2) a região a norte da ESRL, consi-derando-se do LCG (inclusive) para leste, onde de-pósitos de fluorita podem ter sido erodidos. Adistribuição dos subdistritos deve ter sido fortemen-te influenciada por erosão associada à compartimen-tação de blocos controlados pelos lineamentosWNW-ESE e ENE-WSW. Recomenda-se, portanto,o prosseguimento do estudo de Flores et al. (1993)o qual, complementado por técnicas como a análisede traços de fissão em apatitas, poderia determinaro comportamento de cada bloco e obter-se, conse-qüentemente, um retrato mais fiel da distribuiçãodos filões na escala do distrito.
Quanto à priorização de estruturas, em pri-meiro plano situam-se as novas estruturas identi-ficadas nas vizinhanças e prolongamentos daquelasreconhecidamente mineralizadas, destacando-se en-tre os resultados deste trabalho: (1) a extensão dafalha Segunda Linha Torrens por mais 10 km parasul; (2) as novas estruturas no subdistrito SegundaLinha Torrens; (3) o prolongamento da ZCRB parasul, com uma configuração idêntica à do LCG; e (4)as novas estruturas no subdistrito Grão-Pará. Emsegundo plano tem-se as novas estruturas oblíquasaos LA e parte central do LCG. Em terceiro planoficam os novos lineamentos. A combinação dosdados geofísicos e de imagens orbitais levou à iden-tificação de pelo menos cinco lineamentos N-S aNNE-SSW, com extensões mínimas de 40 km, exis-tentes entre o LCG e o LA, e de um lineamento aleste do LA que controla a jazida São Tomás. Naprospecção, deve-se ter em mente que os depósitosde fluorita podem estar contidos tanto nas estruturasprincipais dos lineamentos como em estruturas mui-to pequenas (500 m, ou menor) associadas. A exis-
de também ser uma estrutura bem mais extensa elarga do que anteriormente reconhecido, apresentauma fraca densidade de fraturas oblíquas em seuinterior, o que pode significar ter sido menosreativado à época das mineralizações ou ter sidomais afetado por erosão.
No domínio leste, onde as fraturas NNE-SSW foram preenchidas por diabásio, estas nãopoderiam ser simultaneamente preenchidas porfluorita. Ou seja, a mineralização ocorreu preferen-cialmente mais a oeste. Por outro lado, admitindo-seque parte da fluorita seja posterior ao magmatismo,ainda assim, a zona costeira, onde as fraturas seencontram virtualmente seladas por diabásios nãoseria uma área favorável para mineralização. Naárea entre a linha tracejada e o oceano, omagmatismo foi mais acentuado e o potencial paraprospecção é muito reduzido. Da linha tracejadapara oeste, o potencial aumenta gradualmente até olimite do domínio.
CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES
No DFSC ocorre, provavelmente, umaestruturação NE-SW mais antiga, profunda e quasesem expressão na superfície, que deve representar acontinuidade da compartimentação geotectônica doEscudo Sul-rio-grandense e começa a infletir paraENE-WSW na parte centro-norte do distrito. Estacompartimentação deve ter controlado os posicio-namentos dos granitos Valsungana e, subseqüente-mente, do granito Pedras Grandes. Quando a propa-gação do rifteamento do Atlântico Sul, de sul paranorte, atingiu a região, os lineamentos WNW-ESEforam reativados em transcorrência dextral, contro-laram o posicionamento do maciço alcalino deAnitápolis e o posicionamento de diques de diabásioem fraturas de tração NW-SE. Com a evolução dorifteamento, o magmatismo migrou para a atualzona costeira, ocupando fraturas neoformadas N30º-40ºE. Simultaneamente, mais a oeste, os lineamen-tos N-S e NNE-SSW eram reativados em transcor-rência dextral, formando-se, nestas estruturas, umasérie de ramificações e inflexões nas direções NNE-SSW a NE-SW e estruturas menores associadas dedireção NE-SW a ENE-WSW. Iniciava-se, então, aformação dos filões fluorita.
O modelo genético de lixiviação do flúordos granitos implica a proximidade da rocha fonte,o granito Tabuleiro, segundo Sallet et al. (2000).Este ocorre preferencialmente na borda do Maciço
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tência de estruturas associadas com as relações ge-ométricas ideais é a indicação de tratar-se de umbom prospecto. Neste sentido, um dos avanços ob-tido pelo presente trabalho é a possibilidade que otratamento das imagens orbitais oferece de detectarestas estruturas menores. Por outro lado, a ausênciadestas significa que (1) a estrutura maior não foireativada à época da mineralização ou (2), se foireativada, foi afetada por erosão que removeu asfraturas secundárias (mais rasas). Cabe esclarecerque, embora a falha principal seja mais profunda, osdepósitos nela e nas estruturas associadas têm amesma extensão vertical. Assim, a ausência de es-truturas associadas desfavorece a prospecção atémesmo na estrutura principal. Com relação àprospecção na estrutura principal, recomenda-seprocurar intersecções com estruturas ENE-WSW,onde ocorrem pontos de inflexão e/ou ramificações.
Agradecimentos - Este estudo teve apoio financeiro da MineraçãoFloral Ltda, através do projeto FAURGS 714-5, e da FINEP, através doProjeto PRONEX do CPGq/IG/UFRGS. Os autores agradecem àCPRM pelo fornecimento dos dados aerogeofísicos. Ao engenheiro deminas Altair Flamarion Klippel e ao geólogo Clóvis Norberto Savi, daNitro Química (antiga Floral Mineração Ltda.), pelo apoio nos traba-lhos de campo. Aos estudantes de geologia Maurício Prado, MarceloSchwartz, Ricardo Estrela Brasil e Maicol da Rosa.
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53
Variáveis Geológicas no Comportamento das Razões qc/N em Porto Alegre,RS – Brasil
ROBERTO HARB NAIME1 & ALBERTO PIO FIORI
2
1 FENG/PUCRS, Porto Alegre, CEP 90619-900 - [email protected] Universidade Federal do Paraná, Caixa Postal 19011, Curitiba, PR, CEP 81531-990 - [email protected]
(Recebido em 04/02. Aceito para publicação em12/02)
Abstract - The gathering of geotechnical investigation by SPT and CPT follow geological and environmental criteria,identified in maps, allowed identify different units, influence zones of degree of maturity or geomorphological conditions,influence of fault zones and different alluvial areas, allowed to identify different behavior of ratio qc/N in soils of PortoAlegre city. This work presents the criteria utilized for this differentiation, showing the figures of correlation between qc
and N, and figures showing the behavior of K (qc/N) related to the depth, with considerations about the results.
Keywords - geotechnical, soil resistance, applied geology.
Pesquisas em Geociências, 29(2): 53-63, 2002ISSN 1518-2398
Instituto de Geociências, UFRGSPorto Alegre, RS - Brasil
INTRODUÇÃO
O presente trabalho avalia e mostra os resul-tados da influência de alguns fatores geológicos sobreos dados de investigação geotécnica por SPT e CPT.
É avaliada a relação entre qc (resistência deponta do cone) e N (número de golpes para cravaçãodos últimos 30 cm) e o comportamento de K (qc/N)em relação à profundidade.
Assim, são desenvolvidos estudos comparati-vos da aplicação de dados de SPT e CPT em funçãode variáveis geológico-ambientais consideradas, e seestabelecem diretrizes para agregar novos fatores decontrole aos dados que são utilizados para a estimativadas capacidades de carga dos terrenos para fundações.
A área de estudos é a cidade de Porto Ale-gre, onde foram executados os ensaios aqui separa-dos para interpretação diferenciada.
MATERIAIS E MÉTODOS
Os dados foram obtidos a partir de 370 re-latórios com perfis de sondagens à percussão dePorto Alegre, compilados de Azevedo (1990)totalizando 45.264 m e 49 sondagens à percussão ede cone do arquivo do autor, totalizando 2.459,8 5m, todos da região de Porto Alegre.
Em Porto Alegre, os perfis foram separadosem 4 tipos de solos residuais, conforme sua naturezageológica e para um mesmo tipo de solo foram aavaliados o estágio de maturidade, as condiçõesgeomorfológicas e a influência de uma zona de falha.
Para cada tipo foram consideradas duas con-dições mais comuns.
Os solos residuais foram subdivididos nos 4tipos, considerando a modelagem numérica do terre-no e os mapas de contorno elaborados com base noagrupamento de descrições e curvas de resistênciaao SPT e CPT semelhantes.
As médias das resistências obtidas, em cadaárea determinada pelos critérios usados, foram utili-zadas para aferição da variável analisada.
Os mesmos procedimentos foram utilizadosnos aluviões.
CRITÉRIOS DE SEPARAÇÃO
Em função da geologia de Porto Alegre, dalocalização das amostras e do comportamento dos per-fis, adotaram-se os seguintes critérios de separação:- nas zonas baixas, em geral os solos foram inter-
pretados como aluvionares;- nas zonas intermediárias, definiu-se a influência
da condição geomorfológica, testada, apenas nossolos derivados dos granitos tipo Cerro Grande;
- em zonas mais altas, avaliou-se a influência do está-gio de maturidade, considerando apenas amostraslocalizadas sobre os granitos tipo Cerro Grande, paraque influências de outros fatores não interferissem.
Testou-se ainda a influência de uma zona defalha sobre os solos derivados dos granitos tipoCerro Grande, e, em cotas elevadas, foi avaliada ainfluência dos diferentes substratos geológico, con-siderando a unidade litológica Cerro Grande e oComplexo Granítico Pinheiro Machado.
O mapa geológico da área é apresentado nafigura 1, e o mapa de solos da área é exibido nafigura 2.
Em respeito ao meio ambiente, este número foi impresso em papel branqueado por processo parcialmente isento de cloro (ECF).
54
Figura 1 - Mapa geológico da área.
55
Figura 2 - Mapa de solos da área.
56
O comportamento geotécnico dos perfissempre foi considerado critério hegemônico sobre amodelagem numérica para a separação e classifica-ção por grupo.
Na cidade de Porto Alegre, os aluviões daregião norte são tipicamente de planície de inunda-ção, integrantes da bacia do Rio Gravataí, tendo porcaracterística a presença de uma espessa e bem de-finida ocorrência de argilas orgânicas em profundi-dades rasas. A sul são depósitos interdigitados, quepor estarem inseridos entre morros de composiçãogranítica, apresentam camadas arenosas intercaladascom as argilas e ausência de matéria orgânica. OQuadro 1 resume as características consideradas.
A figura 3 mostra estes critérios de separa-ção em um modelo numérico de terreno.
Na área considerada de influência das con-dições geomorfológicas, testada sobre os solos de-rivados dos granitos do tipo Cerro Grande, as ca-racterísticas consideradas estão apresentadas noQuadro 2.
Na zona considerada de influência da matu-ridade, também avaliada sobre solos derivados dosgranitos tipo Cerro Grande as características utiliza-das estão apresentadas no Quadro 3.
Os solos jovens tem menor profundidade,nos locais onde foram identificados pelos perfiscomo aflorantes. Por isso, a profundidade de compa-ração foi limitada a aproximadamente 10 m. Nestehorizonte, a observação das curvas de resistênciados perfis e as descrições dos terrenos indicam pas-sagem para terrenos saprolíticos ou rochas alteradas,ou ainda impenetrabilidade.
No Quadro 4 são apresentadas as caracterís-ticas da influência de uma zona de falha sobre ossolos derivados dos granitos tipo Cerro Grande.
Na zona classificada como de influência danatureza geológica, testadas para solos derivados degranitos tipo Cerro Grande em relação a solos deri-vados de granitos tipo Morrinhos, as característicasestão resumidas no Quadro 5.
RESULTADOS
Os gráficos de qc x N e de K (qc/N) x pro-fundidade, para as médias de todas as sondagensSPT e CPT agrupadas em cada domínio são apre-sentados a seguir.
Estes gráficos mostram a influência das va-riáveis geológicas no comportamento das resistênci-
as aferidas pelos métodos em função da variação daprofundidade.
Em todos os gráficos de K x profundidades,para os solos derivados de cada unidade litoestrati-gráfica diferenciada considerada, ocorre um registrotípico e próprio para os patamares médios de cada 5m, formando “escadarias” ascendentes, descenden-tes ou mistas diferenciadas de acordo com o agrupa-mento de perfis representado, em função da nature-za da variável geológico-ambiental considerada.
A simples comparação entre estes gráficos,muito utilizados por Danziger e Velloso9 para sepa-rar “formações” geológicas diferentes, permite ob-servar a influência das variáveis geológico-ambie-ntais consideradas.
Nos aluviões de planície de inundação, asmédias de K aumentam com a profundidade e de-pois diminuem constantemente até o diástema como embasamento cristalino entre 20 e 21m (Fig. 4).
A correlação entre número de golpes e resis-tência de ponta, para os solos aluvionares de planí-cie de inundação é bastante significativa, superior a0,7, sendo apresentada na figura 5.
Nos aluviões de depósitos interdigitados, ovalor de K se mantém quase constante, com pequenasvariações em função da profundidade (Fig. 6). As cor-relações entre número de golpes e resistência de pontasão significativas para estes tipos de solos (Fig. 7).
Nos gráficos de K x profundidade nos alu-viões, é possível observar que nos solos das planí-cies de inundação, as razões de K oscilam entre 4 e10, apresentando um desenvolvimento característico(Fig. 4). Nestes terrenos, a correlação entre qc x Né elevada (Fig. 5).
Nos solos aluvionares dos depósitos interdi-gitados, as oscilações na razão de K, são muitopequenas, entre aproximadamente 3,8 e 5, com odesenvolvimento de K, em função da profundidadeexibindo uma evolução mais uniforme (Fig. 6). Ascorrelações entre qc x N são significativas, porémmais baixas.
As características destes terrenos, ressalta-das no Quadro 1 determinam os comportamentosobservados. Nos materiais mais argilosos com im-pregnação de matéria orgânica, são encontradas asmaiores relações de qc/N.
Nos materiais com maior influência de mis-turas entre argilas e areias, nos depósitos interdigi-tados, a razão K (qc/N) é mais constante e uniforme,com desenvolvimento de pequenas oscilações.
57
Figura 3 - Modelagem numérica do terreno com as diferenciações das zonas de influência consideradas.
Quadro 1 - Principais características dos solos aluvionares de Porto Alegre.
seranoivulAsoloS
oãçadnunIedseicínalP sodatigidretnIsotisópeD
me,edadicadetronoãçropadseõivulasonmanimoderPogaloramrofarapmenueseuqsacifárgordihsaicabsalpma
.abíauG
,ergelAotroPedlus-ortnecodseõivulasonmanimoderP.sorromropsodanrotnocodnes
adamacamuetnemlamronratneserparopes-maziretcaraCaxiabeacinâgroairétamedoãçangerpmimocaligraedaicnêrrocosam,sieváiravsarussepsemoc,aicnêtsiser
.aicnêgnarbaedanozaadotmeetnetsisnoc
seõçatigidretnieseõçalacretnisalepsodaziretcaracoãS,sasonera-oligrauosasoligraesasonerasadamacertne
.acinâgroairétamedetnatropmiaicnêrrocoames
58
Quadro 2 - Fatores considerados para determinar a zona de influência das condições geomorfológicas sobre as curvas de resistência dos solosresiduais de Porto Alegre.
sacigólofromoegseõçidnoC
sovacnôCsedulaT soxevnoCsedulaT
erbossovitatpersossecorpsomanimoderpednosaeráoãSmoc,sifrepedoãsrevniodnerroco,solossodoãçulovea
.seõçisopmocesaicnêtsisersaerbossaicnêüqesnoc
anmaicneulfnioãneuq,seronemsedadivilcededsaeráoãSsotartsbussodsodanigirosolosedsifrepsodoãçulove
.sosohcor
edsolavretnimanretlasadirefaaicnêtsiseredsavrucsAseõçatpersamocodrocaedaicnêtsiserronemuoroiamsaerbosonemônefetsedaicnêüqesnocesadacifitnedi
.olosodseõçisopmocesedadisned
-rodartsomaodoãçartenepàaicnêtsiseredsavrucsAritrapaounítnocotnemercnimartsom,ihgazreTedoãrdap
.oãçidemadoicíniedeicífrepusad
me,sadairavotiumseõçisopmocmatneserpasifrepsO-oligra,anifsiamoãçalunargedsetnozirohodnanretlalaregairtemolunargedsiairetammerrocoednosievínmoc,asotlis
.)asoligraocuop,asotlis-onera(roiam
roiammocsacirtémolunargseõçisopmocamedneTmassepseeseuqmeadidemaasotlis-oneraoãçiubirtnoc
.sodasiuqsepsifrepso
olosedsiaretalseõçargimropsodaicneulfnioãssifrepsOmocodrocaed,sadairavotiumsasoligraseõçatnemivome
.serotafsortuoeocitáerfloçnel,atsocnea
.siaretalseõçargimropsodaicneulfniocuopsifreP
Quadro 3 - Fatores considerados para determinar a zona de influência do estágio de maturidade dos solos sobre as curvas de resistência aferidaspara os solos residuais de Porto Alegre.
solossodedadirutamedoigátsE
sorudaMsoloS snevoJsoloS
adotmoc,sodamrofetnemlatotmartnocneesájeuqsoloSsoertépsotnemgarfmes,atsopmocedlanigiroahcora
.seralunargocuop,lanigiroahcoradsotciler
esarutxetsadaicnêulfniatiummoc,seralunargotiumsoloSadsotcilersotnemgarfmoc,sahcorsadlanigirooãçisopmoc
.sosrevidseõcatamelanigiroahcor
oãrdap-rodartsomaodoãçartenepàaicnêtsiseredsavruCedritrapasam,ounítnocotnemicsercmoc,ihgazreTed-amrepmoc,ajesuo,sadaveleuosaidémsedadidnuforp
.siaicinisaicnêtsisersaxiabesetnen
oãrdap-rodartsomaodoãçartenepàaicnêtsiseredsavruCesaxiabsaicnêtsiserertneseõçalicsomocihgazreTedodnecserc,saidémsedadidnuforpedritrapasadavelesodsedadimixorpsan,edadidnuforpmeetnematpurba
.oãssucrepedatnemarrefàedadilibartenepmiedsievín
,anifsiamoãçalunargedetnemetneüqerfsolosmeutitsnoC.sosoneraocuop,sosoligra-otlis
,sacirtémolunargseõçisopmocedsarutsimmatneserpAedesosonerasiairetamsodaicnêulfniednargmoc
.ariessorgsiamoãçalunarg
edoãçirefaaerbosasotlis-oligrazirtamadaicnêulfniroiaMedadisnededoãçautisreuqlauqme,solossodaicnêtsiseredsecidnísoerbos,etnemetneüqesnoce,sonerretsod
.aicnêtsiser
edsopitsosrevidropodamrofoçuobacraodaicnêulfniroiaMedsomsinacemsoerbos,soertépsotnemgarfuosoãrgaxiabaodnauqomsem,solossodaicnêtsiseredoãçirefasodlaretalotnemacolsedoetimrepsolossodedadisned
.soãrg
Quadro 4 - Principais características da influência da zona de falha sobre os solos derivados dos granitos do tipo Cerro Grande de Porto Alegre.
ahlaFedanoZ
ahlafedanozadsaicnêcajdA ahlafedanoZ
arapmegassapadipármoc,sossepseocuopsolosedsifreP.socitílorpassetnoziroh
oãçisnartedsetnozirohmoc,sossepseotiumolosedsifreP.sedadidnuforpsednargmeahcorarap
ounítnocotnemercnimocsolossodaicnêtsiseredsavruCsaneuqepsedadidnuforpmee
meotnemuaoneuqepmocsolossodaicnêtsiseredsavruC.edadidnuforpadotnemuaomocsanepaodnecserc,eicífrepus
59
sonerretsodacigóloegazerutaN
ednarGorreCopitsotinarG sohnirroMopitsotinarG
asaidémsarutxetmoc,sogitnasiamsotinargoznomoãS.sednargoztrauqedsoãrgmoc,sariessorg
,socitápsdlef,anifsiamoãçalunarged,sotinargoneisoãS.sodahlasicetnemlacol,soneuqepoztrauqedsoãrgmoc
moc,anaidemarussepseed,seralunargsolosmezudorP.soãrgsolepadaicneulfniotiumaicnêtsiseredoãçirefa
sansolunêvsodaicnêulfnimoc,sonifsiamsolosmezudorPoãçalunargedoztrauqocuopmoc,sasoligra-otlissezirtam
.aneuqep
oãrdap-rodartsomaodoãçartenepàaicnêtsiseredsavruC,edadidnuforpamocounítnocotnemicsercmocihgazreTed
.eicífrepusaedsed
edoãrdap-rodartsomaodoãçartenepàaicnêtsiseredavruCsedadidnuforpmeodarelecaotnemicsercmocihgazreT
.sadaveleuosaidém
ansodaicneulfniocuop,soriessorgsorbiasmeutitsnoCedsolunêvedaçneserpalepaicnêtsiseradoãçirefa
.oztrauq
ocuopmoc,sosotlis-oligrasiamsonerretmeutitsnoCedaicnêrefretniàlevítecsuséeuq,osoztrauqoçuobacra
.merrocoodnauqoztrauqedsolunêv
aneuqeped,asoligra-otliszirtamadaicnêrefretniaxiaB.aicnêtsiseradoãçirefaaerbosedaditnauq
-acemsoerbos,asotlis-oligrazirtamadaicnêulfniednarG.aicnêtsiseradoãçirefaedsomsin
Quadro 5 - Fatores considerados para determinar a zona de influência da natureza geológica sobre solos residuais de Porto Alegre.
Figura 4 – Médias das razões K em função da profundidade.
Solos Aluvionares de Planícies de Inunda ção de Porto Alegre
02468
10
1 6 11 16 21
Profundidade (m)
Méd
ias
de K
Figura 5 – Correlações entre número de golpes (N) e resistência deponta (qc).
Solos Aluvionares de Planícies de Inunda ção de Porto Alegre
y = 4,3228x + 13,661r = 0,786
04080
120160
0 10 20 30
Número de Golpes (N)
Res
istê
ncia
de
Pon
ta (
qc)
Figura 6 – Médias das razões de K em função da profundidade.
Figura 7 – Correlações entre número de golpes (N) e resistência deponta (qc).
Solos Aluvionares de Depósitos Interdigitados de
Porto Alegre
0246
1 6 11 16 21
Profundidade (m)
Méd
ias
de K
Solos Aluvionares de Depósitos Interdi gitados de
Porto Ale gre
y = 2,3536x + 22,539r = 0,731
04080
120
0 10 20 30 40
Número de Golpes (N)
Res
istê
ncia
de
Pon
ta (
qc)
y = 2,3536x + 22,539r=0,731
60
Nos taludes convexos sobre solos derivadosdos granitos tipo Cerro Grande, a média de K de-cresce inicialmente, com o aumento de profundida-de, e depois aumenta continuamente (Fig. 8). Avariação de K com a profundidade, para os taludescôncavos, está apresentada na figura 9.
Nos taludes convexos, a Razão K oscilaentre 2 e 6, começa elevada, sofre uma redução ecresce até o horizonte de transição saprolítico (Fig.8). As razões entre qc e N são baixas. Nos taludescôncavos, as razões de K oscilam entre 2 e 10 ecomeçam baixas, crescendo quase de forma contí-nua até o nível de impenetrabilidade (Fig. 9). Estecomportamento decorre das características compila-das no Quadro 2.
Nos solos de maturidade jovem, testadosnos terrenos derivados dos granitos tipo Cerro Gran-de (Fig. 10), as razões são quase constantes, sofren-do pequena redução apenas no horizonte saprolítico.Nos terrenos maduros sobre os solos derivados dosgranitos tipo Cerro Grande, a razão K diminui coma profundidade, aumentando apenas no horizontesaprolítico (Fig. 11).
Lunne et al. (1997), citando Ajayi e Bologun(1988), observam que são grandes as dispersões entrenúmero de golpes e resistência de ponta em solosresiduais.
Os solos maduros tem maior profundidade eos solos jovens menor. Por isso são apresentadosgráficos até 10 m dos solos jovens e superiores a 20m para os terrenos maduros. Ambos se encontramem área de influência dos solos derivados dos gra-nitos tipo Cerro Grande.
A influência de uma zona de falha foi testa-da nos solos derivados dos granitos tipo Cerro Gran-de. Considerou-se uma área adjacente à zona defalha e uma zona interior da mesma falha.
Nas adjacências da zona de falha, K varia de4 nos primeiros metros a menos de 2 nos metrosfinais (Fig. 12). No interior da zona de falha, asrazões de K oscilam em torno de 2, subindo nohorizonte mais profundo (Fig. 13).
Na comparação entre a influência daslitologias graníticas, para as amostras dos terrenosprovenientes das rochas dos Granitos tipo CerroGrande, as médias de K sofrem pequena elevação edepois decrescem até ser encontrado o nívelsaprolítico de transição entre solos e rochas, quandoa razão K cresce (Fig. 14).
Sobre os solos de alteração das rochasgranitóides do tipo Cerro Grande, as médias de K
oscilam entre 2 e valores pouco superiores a 3(Fig.14). Para os terrenos de alteração sobre os gra-nitos tipo Morrinhos, K varia entre 1 e 5, com umdesenvolvimento característico em função da pro-fundidade (Fig. 15).
O comportamento observado reflete as dife-renças ressaltadas na Tabela 5, lembrando que emúltima análise, fatores vinculados ao histórico gené-tico e dos solos, não passíveis de observações visu-ais e mecânicas, estão sendo preponderantes a influ-enciar os dados obtidos.
Para os terrenos derivados dos Granitos tipoMorrinhos, as médias de K, em função da profundi-dade, decrescem constantemente a partir da superfí-cie, sofrendo uma elevação apenas no horizonte detransição saprolítica (Fig. 15).
DISCUSSÃO
Sergeev (1980) em seu clássico artigo Engi-neering Geology and Protection of Environmentaldestaca que os solos não são simples sistemas mecâ-nicos de elementos granulométricos, ligados ou nãopor forças coesivas, com propriedades constantes,ressaltando a importância da consideração dos fatoresgenéticos e pós-genéticos que influenciaram a forma-ção das propriedades e determinam sua evolução.
Os estudos na região de Porto Alegre com-provam a influência dos fatores geológicos.
Schnaid (2000), citando Terzaghi e Peck(1967), Gibbs e Holtz(1957), Holubeck e D’Appo-lonia (1973), Marcusson e Bieganousky (1977), cita ainfluência do índice de vazios, cuja redução aumenta aresistência à penetração; citando Schultze eMiezenback (1961), a DIN 4.094 (1980), e Skempton(1986) destaca a influência do tamanho médio daspartículas, cujo aumento eleva a resistência à penetra-ção e citando a DIN 4.094 (1980) refere que solosuniformes apresentam menor resistência à penetração.
Os estudos aqui apresentados comprovamque fatores geológicos, intangíveis em relação aoscritérios convencionais de geotecnia, também exer-cem influência sobre os parâmetros de resistência.
O mesmo autor, citando Terzaghi e Peck(1967), Bazaraa (1967), de Mello (1971) e Rodin etal. (1974) refere a influência da pressão neutra, queem solos finos densos produz dilatação, aumentandoa resistência. Citando Holubec e D’Appolonia(1973) e a DIN 4.094 (1980), cita a angulosidadedas partículas, cujo aumento eleva a resistência àpenetração, referido por Zolkov e Wiseman (1965).
61
Figura 8 - Médias das razões de K em função da profundidade.
Geomorfologia: Taludes Convexos derivados de granitos tipo Cerro Grande de Porto
Alegre
0246
1 6 11 16
Profundidade (m)
Méd
ias
de K
Geomorfologia: Taludes Côncavos derivados de granitos tipo Cerro Grande de Porto Alegre
0
5
10
1 6 11 16 21
Profundidade (m)
Méd
ias
de K
Maturidade: Solos Jovens derivados de granitos tipo Cerro Grande de Porto Ale gre
0
2
4
6
1 6
Profundidade (m)
Méd
ias
de K
Maturidade: Solos Maduros derivados de granitos tipo Cerro Grande de Porto Alegre
-3
2
7
12
1 6 11 16 21Profundidade (m)
Méd
ias
de K
Adjacências fora da zona de falha dos solos derivados de granitos tipo Cerro Grande de
Porto Ale gre
0
2
4
1 6
Profundidade (m)
Méd
ias
de K
Interior da zona de falha dos solos derivados de granitos tipo Cerro Grande de Porto Alegre
01234
1 6 11 16
Profundidade (m)
Méd
ias
de K
Natureza Geológica: Solos derivados de granitos tipo Cerro Grande de Porto Alegre
0
1
2
3
4
1 6 11
Profundidade (m)
Méd
ias
de K
Natureza Geoló gica: Solos derivados de granitos tipo Morrinhos de Porto Ale gre
0
2
4
6
1 6 11 16
Profundidade (m)
Méd
ias
de K
Figura 9 - Médias das razões de K contra profundidade.
Figura 10 - Médias das razões de K pela profundidade para solosjovens.
Figura 11 - Médias das razões de K contra profundidade.
Figura 12 - Médias das razões de K com profundidade.
Figura 13 - Médias das razões de K com profundidade.
Figura 14 - Médias das razões de K em função da profundidade.
Figura 15 - Médias das razões de K pela profundidade.
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Por último, de Mello (1971), Dikran (1983),e Schnaid e Houlsby (1994) referem a influência donível de tensões, cujo ampliação vertical ou hori-zontal aumenta a resistência, registrando ainda ainfluência da idade dos depósitos já referida ante-riormente.
O trabalho apresentado comprova que algu-mas variáveis geológico-ambientais, como naturezageológica dos terrenos; e para um mesmo tipo desolo, a maturidade, as condições geomorfológicas ea influência de uma zona de falha influenciam. Atipologia dos aluviões também produz modificaçõesna aferição das resistências dos terrenos e, particu-larmente nas razões e relações encontradas a partirdos 2 métodos mais comuns de investigaçãogeotécnica dos terrenos para estimativa de carga.
Fatores como a influência geomorfológica eo grau de maturidade dos solos já são descritos edemonstrados há muito tempo por autores comoBerry e Ruxton (1959), Vargas (1953) e Oliveira(1975), discutindo a origem dos materiais para for-mação dos solos, já descreve a importância que es-tes processos determinam como herança nas carac-terísticas dos materiais, e que portanto acabam ten-do influência sobre os métodos de aferição de resis-tência.
De Mello (1971) já fazia algumas observa-ções neste sentido também.
A influência da natureza dos solos e, emconseqüência, do volume de vazios sobre a densida-de e, portanto, sobre as resistências, a presença delençol freático livre ou confinado, determinandovariações no comportamento das forças de inérciaque influem nas aferições dos equipamentos de SPTe CPT também deve ser referida.
A interferência destes fatores pode explicardiscrepâncias e anomalias das principais correlaçõesefetuadas para o SPT, como as de Gibbs e Holtz(1957), Berberian (1986), Peck et al. (1953) e DeMello (1967). O mesmo pode ser dito para as corre-lações de CPT, como as de Meyerhof (1974),Trofimenkov (1974), Begeman (1974), Schmertmann(1978), Burmister (1948), Janbu e Senneset (1974),Baldi et al, (1981) Robertson e Campanella (1983),Jamiolkoswki et al. (1985), Meigh (1987) eDurgunoglu e Mitchell (1975).
Danziger e Velloso (1986) pela primeira vezdestacam que “a idéia de se agrupar os solos demesma formação parece representar a situaçãoideal”. De fato, sempre transparece na discussãoentre engenharia e geologia, na interface da geotec-
nia ou da mecânica dos solos, uma visão mais ma-terialista, na acepção de tipo de material(granulometria) por parte da engenharia, com a vi-são da geologia contrapondo uma visão geneticista,em função da origem e formação dos solos.
Danziger et al. (1998), citando Vargas(1953) e Sandroni (1985), e Naime (2001), obser-vam a influência da maturidade dos solos para intro-duzir correlações entre SPT e CPT, adotando clas-sificações de solos para agrupar diferentes razõesentre qc/N. Estes autores concluem que sãoestabelecidas correlações para diferentes tipos desolos residuais derivados de diferentes tipos de ro-chas, assinalando que diferentes tipos de rochasproduzem diferentes correlações para o mesmo tipode solo.
CONCLUSÕES
Os estudos comparativos comprovam a in-fluência da natureza geológica dos terrenos e dosestágios de maturidade, das condições geomorfo-lógicas e da influência de uma zona de falha sobresolos derivados da mesma origem geológica. Atipologia da natureza aluvionar também influênciano comportamento das razões entre resistência deponta do cone e número de golpes da sondagem àpercussão.
A determinação da magnitude das influênci-as destes fatores e sua importância somente poderãoser mensuradas com a execução de estudos de inves-tigação geotécnica, seguidos de execução de cálcu-los de capacidade de carga dos terrenos e a execu-ção de estacas instrumentadas e provas de cargasobre as estacas, com a elaboração de retro-análisesestatísticas, considerando os diferentes elementosinfluentes, conforme as situações de campo existen-tes e demonstradas.
Agradecimentos - Ao Departamento de Engenharia Civil da Faculda-de de Engenharia da Pontifícia Universidade Católica do Rio Grandedo Sul, ao Curso de Pós-Graduação em Geologia da UniversidadeFederal do Paraná pelo apoio na realização do trabalho, e à FAPERGS,pelas inúmeras bolsas de iniciação científica fornecidas desde 1992,quando este projeto foi iniciado.
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Differential Sedimentation of Algae Chlorococcales (Scenedesmus, Coelastrumand Pediastrum) in Lagoa de Cima, Campos dos Goitacazes Municipality
(Rio de Janeiro, Brazil)
CYNTHIA FERNANDES PINTO DA LUZ1, INA DE SOUZA NOGUEIRA
2, ORTRUD MONIKA BARTH1,3,
CLEVERSON GUIZAN SILVA4
1 Institute of Geosciencies, Federal University of Rio de Janeiro, Rio de Janeiro, Brazil, Zip Code: 21949-900.Email: [email protected]; [email protected]
2 Institute of Biological Sciences I, Federal University of Goiás, Goiás, Brazil, Zip Code: 74001-970.3 Institute Oswaldo Cruz, FIOCRUZ, Rio de Janeiro, Brazil, Zip Code: 21045-900.
4 Institute of Geosciences, Fluminense Federal University, Niterói, Brazil, Zip Code: 2421-340.
(Recebido em 03/02. Aceito para publicação em 12/02)
Abstract - Fifteen surface sediment samples were collected at Lagoa de Cima lake (21°46’28" South and 41°31’15" West),situated in the Rio Imbé river micro basin, municipality of Campos, in the north of Rio de Janeiro, Brazil. They werecollected in May 1999 following a northeast/southwest transect, along the same direction of the dominant winds. The resultsof the palynological analysis yielded new information about the recent richness, concentration and spatial depositionalvariation of the green algae genera Coelastrum, Pediastrum and Scenedesmus (Chlorococcales) on the bottom of the lake.In 30 g of analyzed sediments 4,182 individuals were counted, mainly from Scenedesmus species (94,1%). High ratios ofScenedesmus species (S. acunae Comas, S. magnus Meyen, S. pannonicus Hortob., S. protuberans and S. ohauensis(Lemm.) G.M. Smith) occurred almost everywhere in the analyzed sediments of the basin of the lake. Coelastrum (C.reticulatum Dang, C. pulchrum and C. proboscideum Bohlin) and Pediastrum (P. duplex Meyen var. subgranulatum Raciband P. duplex Meyen var. duplex) species were present near the area of drainage at the northeast boundary of the lake, alwayswith low ratios. At the littoral sediment (stations 1 and 15) and in its deepest region (station 7) these algae do not occur.
Keywords - Chlorococcales, Recent Holocene, Lagoa de Cima lake, Brazil.
Pesquisas em Geociências, 29(2): 65-75, 2002ISSN 1518-2398
Instituto de Geociências, UFRGSPorto Alegre, RS - Brasil
INTRODUCTION
In geological studies, the green algae of theorder Chlorococcales of the genera Coelastrum,Pediastrum and Scenedesmus, among others, areindicators of freshwater habitats and/or of fluvialinfluence. Such evidences suggest that, dependingon the concentration of these algae in the deposit, atsome moment there had been an entrance of a largerportion of freshwater into that location.
The phytoplankton community in coastalponds and lakes is conditioned by dynamic pro-cesses related to the physical-chemical water insta-bilities, among which the salinity fluctuations andthe variations in the nutrients concentration standout. These factors regularize the populations andinterfere in the succession of phytoplankton. Suchfluctuations are related to the circulation of water,which is the reflection of the local hydrographicsystem and of the concentration of the material insuspension in the water, besides being conditionedto the annual cycle of the entrance/exit system ofwater (evaporation/rainfall) (Margalef 1969; Huszar& Silva 1992). In large scale, the fluctuations of thepopulations of the phytoplankton in coastal pondsand lakes were conditioned to the variations of the
level of the sea, since the origin of the pond untilthe present times. The entrance of water of highersalinity in the lake environment causes, on severaloccasions, a total change in the richness, diversityand density of certain genera of algae. The charac-teristics of phytoplankton in this ambient, when it isunder direct marine influence, expresses high biom-ass, high productivity and low diversity (Margalef1969). So, for the maintenance of the species in theplankton of the lake, it is necessary an elevated rateof multiplication, of such a form that overcomes themixture rate between water of the lake and water ofthe sea. As a result, the phytoplankton communitiesin these ecosystems need a period of fast growth,due to the intense loss of individuals and conse-quently a low diversity. In periods of environmentalstability in the lake there is a decrease in the relationproduction/biomass with a consequent increase inthe diversity (Huszar & Silva 1992).
All chlorococcalean algae present anendogene vegetative reproduction, where the numberof cleavages of the mother cell determines the num-ber of daughter cells or the cell number of the colony.Some green algae have cells that lay isolated insidethe colony (for example in Botryococcaceae), whilein another algae the cells are united one with another
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forming a coenobium (for example in Coelastraceae,Hydrodictyaceae and Scenedes-maceae). The vegeta-tive spores of the coenobial forms in Scenedesmusand Coelastrum are non-motile and build a newcoenobium with the same form as the mother cell,being called autospores. In Pediastrum a vesicleovercasts the vegetative spores as soon as they escapefrom the mother cell. For a certain period, the vesicleremains motile, being called zoospore before forminga new coenobium. The dimensions of the single cell(coenobia) and of the coenobium depend on thegrowth rate, which is constrained by environmentalfactors. Increasing the temperature, the average of thecoenobium decreases and, the number of coenobiaincrease, and vice-versa. Also the chemical composi-tion of the water influences the cell’s growth. Thisway, the number of the single cells of coenobiumreflects the environmental condition during the repro-ductive process and, the size of the coenobium re-flects the conditions during the vegetative state(Brenner & Foster 1994).
Several recent genera of the algae assigned tothe order Chlorococcales have resistant thin outer or-ganic walls, composed by sporopollenin, as such theyhave the potential to be preserved in sediments andbecome a fossil. Some of them are from the suborderChloreliineae (the hole family Chlorellaceae and thesubfamily Botryococcoideae-family Botryococcaceae),some from the suborder Scenedesmineae (the familiesCoelastraceae and Scenedesmaceae) and, the suborderHydrodictyoineae (family Hydrodictyaceae), being allthus the ones that extending back in the geologicalhistory more than 500 million of years’ ago (Brenner& Foster 1994).
The recent differential sedimentation of algaeof the genera Coelastrum (family Coelastraceae),Pediastrum (family Hydrodictyaceae) and Scenedes-mus (family Scenedesmaceae) was studied along atransect in the Lagoa de Cima lake located near to theAtlantic coast, north of the state of Rio de Janeiro,Brazil. The results to be obtained may be comparedwith the sedimentary sequences of the Lagoa de Cimalake. These algae are useful to make palaeoenviron-mental reconstitutions of mostly freshwater or lowsalinity habitats because these algae are good indica-tors of temperature, salinity and pH of water. In thestudied region these reconstitutions are related to re-gressive and transgressive regional marine events thataffected the water level of the lake during the Ho-locene (Luz et al. 1999; Luz & Barth 2000).
Some authors have described the taxonomicgenera of Cholorococcales of the phytoplankton col-
lected with a mesh net in the surface waters of theLagoa de Cima lake (PROAGRO 1975; Huszar et al.1987 and Huszar & Silva 1992), however none ofthem evaluated the recent spatial depositional varia-tion of the green algae along the bottom of the lake.
In the present paper the data of the recentspatial depositional variation of the algae Scenedes-mus, Coelastrum and Pediastrum (Chlorococcales)in surface samples of the sediments of the Lagoa deCima lake were obtained through the palynologicalanalysis of 15 samples from the upper five centime-ters of the bottom of the lake. They were taken in atransect from edge to edge of the lake, in the north-east-southwest direction. A differential rate of sedi-mentation in relation to the genera of the green al-gae in the analyzed sediments was confirmed.
Description of the study area
The Lagoa de Cima lake is located 50 kmfrom the coast line to the west (21°46’28" South and41°31’15" West), in the deltaic plain of the riverParaíba do Sul and situated at an altitude of about30 m, in the bordering portion of the CrystallineSystem in the region of the Barreira Formation,southwest of the Paraíba do Sul river delta. It is incontact with the flattened littoral sediments of theQuaternary coastal plain, which recovers the creta-ceous layers of the Campos Basin (Fig. 1). TheLagoa de Cima lake would have its probable originin the limit from the Pleistocene to the upper Ter-tiary, when fluvial sediments deriving from the riverParaíba do Sul, together with detritus sedimentformers of the Barriers Group, carried from thesteeper relief of the micro basin, piled up and barredthe direct communication of a Ururaí Palaeolagoonwith the sea (Lamego 1955). This would be the old-est lake in the north of the state of Rio de Janeiro.
The Lagoa de Cima lake is an open systemwhich receives permanent inflowing streams of the lastimposing portion of the basement, in the eastern slopeof Serra do Mar mountains (the rivers Imbé andUrubu), which penetrate in its southwest margin. In thenorthwest boundary of the Lagoa de Cima lake there isa beach with round format and in the northeast marginof the lake its waters are channeled into the riverUruraí, in the direction to the Lagoa Feia lake locatedin the quaternary coastal plain. This last lake is con-nected to the sea by a channel (vide Fig. 1).
The topography of the bottom of the Lagoade Cima lake is practically plain, with an averagedepth of around 2 m and a maximum of 3,4 m at thecenter of the lake. It has a maximum width of 4 km
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Figure 1 - Localization map of the study area and geology of the deltaic plain of the river Paraíba do Sul.
and a maximum length of 7,5 km (Fig. 2). Its watersare sweet (salinity = 0,05%), with low conductivity(conditioned by the predominantly fluvial processeson its formation, with no influence of the sea atpresent time and, by the influence of the rainfall),varying from slightly acid to slightly alkaline (pH=5,6 - 7,4). They are clear and relatively transparent,presenting reddish tonality due to humus contribu-tions. It presents a low percentage of calcium, and ahigher percentage of silica, beside others ions. TheLagoa de Cima lake shows an absence of thermalstratification and its waters have an average tem-perature of around 30ºC. The euphotic zone reachesthe entire water column. Its sediments belong to the
inorganic type of silt with sand of medium to finesize and, to the organic type of a very fine clay,without sand, rich in humus material. Diatomitedeposits are present at its margins (PROAGRO1975; Esteves et al. 1984; Reid & Esteves 1984).
Regarding the region of study, the total en-vironment has a hot and humid climate. The rainprecipitations are concentrated especially in sum-mer, with indexes above 200 mm per month. Winteris relatively dry. The driest period extends fromMay to September. The average annual rainfall isaround 1,250-1,500 mm. The average annual tem-perature is around 22°C (RADAMBRASIL PRO-JETO 1983).
C A M P O S C ry s ta l l in e
S y s te m
B a rrie rs G ro u p (Te rt ia ry )
M a rin e se d im e n ts o f the
H o lo c e n e
M a rin e se d im e n ts o f th e
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2 2 0 0'o 2 2 0 0'o
4 1 3 0'o 4 1 0 0'o
4 1 3 0'o 4 1 0 0'o
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MATERIAL AND METHODS
Fifteen samples were analyzed, collected in atransect of 500 m by 500 m from edge to edge of thelake, in the northeast-southwest direction, that is thedirection of the dominant winds in the region (videFig. 2). They were collected in May 1999, in theupper five centimeters of the sediment of the bottomof the lake. Sample 1 was collected in a distance of500 m from the northeast edge of the lake. Samples6, 7 and 8 were collected in the center of the lake, inits deepest region (3,4 m of depth). Sample 15 wassampled next to the southwest edge of the lake, at theboundary of a sand bank, which is located betweenthe entrances of the two rivers Imbé and Urubu.
For the quantitative analysis of the samples,fractions of the sediment were treated according tothe purposed palynological standard method of prepa-ration of Quaternary sediments (Ybert et al. 1992).They were subjected to KOH, HCL, HF and acetoly-sis treatments. The separation of the inorganic fromthe organic fraction was done using a ZnCl2 aqueoussolution, with 2.3 density. Microscope slides wereprepared using glycerine gelatin. They have beenkept in the slide collection of the Laboratory of Pa-lynology, Department of Geology, Institute of Geo-sciences, Federal University of Rio de Janeiro. Theabsolute values and percentages of the algae of thegenera Coelastrum, Pediastrum, Scenedesmus andothers algae, were presented in this study. “Others”comprise a lower absolute number of individuals ofMougeotia and Diatomaceae and not identified algae(called “Indeterminates”), which are included in thegraphs. The percentage of each genus was calculatedand plotted by the Excel program of Microsoft Cor-poration (Figs. 3, 4). The concentration of each typeof algae in each sample was plotted by the Tilia pro-gram (Grimm 1987) (Fig. 5). The calculations werebased upon the number of each type of algae countedin relation to the counted number of marker spores(Lycopodium clavatum) per gram of sediment(Stockmark 1971). The spore marker was introducedinto each sample through tablets, which have aknown number of spores.
For the qualitative analysis of the samples,other fractions of the sediments were prepared by thedirect method, without application of chemical reagents,when the sediments were diluted in distilled water andset up in microscope slides. The description of the sedi-ments of each sample, location and a list of the algaespecies and genera were presented in Box 1.
The Figure 6 show photomicrographies ofspecies and genera of observed algae in the ana-lyzed samples.
RESULTS
There is a sediment accumulation tendency oflarger granulometry (medium sand) in the littoral andin the deeper and central area of the lake (samples 1,2, 7 and 15) (Box 1). The water flow entrance of therivers Imbé and Urubu “pushes” the surface of thesediments towards the northern boundary of the lake,at the output of the waters by the river Ururaí.
The residual organic fraction of the treatedsamples showed pollen and spores of Pteridophytaeand Bryophytae, besides zygospores, coenobiumsand colonies of algae. In a total of 30 g of sedi-ments, the algae Coelastrum, Pediastrum andScenedesmus comprised 4,182 individuals; other al-gae reached only 50 individuals.
In relation to the number of individualscounted of microscope slide preparations (Fig. 3), thelargest deposition of Coelastrum, Pediastrum andScenedesmus algae occurred in samples 3, 4, 5, 6, 9and 11. In samples 1 and 15, located respectively inthe northeast and southwest boundaries of the lake,and in the sample 7, algae were not observed. In thedeepest area of the lake (sample 8) and in samples 2,10, 12, 13 and 14, a substantial sedimentation ofthese algae in relation to counted individuals was notobserved, that is less than 150 individuals per sample.Coelastrum was not observed in the samples 8, 10and 12. Coelastrum was observed in a low count ofindividuals in samples 9, 11, 13 and 14, that is lessthan 20 individuals per sample. Pediastrum was notobserved in samples 9, 10, 11, 12, 13 and 14.Pediastrum was observed in a low count of individu-als in the samples 2, 4, 5, 6 and 8, that is less than 10individuals per sample. Scenedesmus was observed ina low count of individuals in samples 2, 12, 13 and14, that is less than 20 individuals per sample.Diatomaceae were observed in low count of individu-als in samples 3, 4, 11 and 14, that is less than 3individuals per sample. Mougeotia was observed onlyin sample 10, with just 1 individual.
According to the results of percentage analy-sis, Scenedesmus was observed with high values inalmost all the samples. Only samples 2 and 12 showedless than 50% of Scenedesmus in relation to the totalof counted algae (Fig. 4). Diatomaceae were alwaysobserved in low percentages in sample 3 (0,7%),sample 4 (0,2%), sample 11 (0,3%) and sample 14(4,5%); Mougeotia only in sample 10 (0,7%).
According to the results of concentrationanalysis of the algae, samples 3, 4, 5, 6, 8, 9 and 11had the largest sedimentation, with more than300,000 individuals/g-1 of sediments (Fig. 5).Coelastrum showed a lower concentration in the
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Figure 2 - Topography map of the bottom of the Lagoa de Cima lake and localization of each point sampled (modified from PROAGRO, 1975).
Figure 3 – Algae diagram - number of individuals.
0 0 0
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200
400
600
800
1000
1200
nu
mb
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of
ind
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Sa
mp
le 1
5
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0
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mp
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mp
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mp
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mp
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mp
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mp
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Sa
mp
le 1
Scenedesmus Coelastrum Pediastrum Others
70
Fig
ure
4 - A
lga
e d
iag
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– p
erce
nta
ge
of e
ach
type
of a
lga
e.
Sample 2
7%
60%
33%
Sample 3 4%
86%
othe r
8%
Sample 4 5%2%
93%
Sample 6
5%
Pediastru
m
94%
Sample 8
99%
Pediastru
m
Sample 9
Coelastru
m
97%
Sample 11
othe r
97%
Sample 12
othe r
80%
20%
Sample 13
20%
80%
S am ple 2
Scenedesmus
Coelastrum
Pedyastrum
Sample 5
96%
4%
Sample 10
othe r
98%
Sample 14
86%
9%
othe r
71
samples 2, 13 and 14, that is less than 2,000 indi-viduals/g-1 of sediments, and showed its largest con-centration in the samples near the northeast bound-ary of the lake (samples 3, 4, 5 and 6), that is morethan 12,000 individuals/g-1 of sediments. Pediastrumshowed large concentration in the samples near thenortheast boundary (samples 3, 4, 5 and 6) and inthe sample of the center of the lake (sample 8), al-though in this sample, absolute values were verylow. Scenedesmus was observed in high concentra-tions in almost all the samples, however the biggestvalues were found mostly in the areas correspondingto samples 3, 4, 5, 6, 8, 9 and 11, with more than300,000 individuals/g-1 of sediments. Diatomaceaewere observed in high concentrations in sample 11,with more than 10,000 individuals/g1 of sediments;Mougeotia in sample 10, with about 500 individu-als/g-1 of sediments.
The results of the qualitative analysis (Box 1)obtained from the preparations without use of chemi-cal reagents demonstrated a great richness of algae inthe surface sediments of the bottom of the Lagoa deCima lake, reaching 43 taxa in the total of the 15
samples, distributed as follows: 11 taxa of Chloro-phyceae; 1 taxon of Zygnemaphyceae (Desmidia-ceae) and, 31 taxa of Bacillariophyceae (Diato-maceae). Diatomaceae were observed in all samples.It was found in the qualitative analysis that algae ofthe genus Aulacoseira dominate the littoral sedimentof the lake. Scenedesmus was not observed insamples 1, 12, 13 and 15. Coelastrum was observedonly in the samples 4 and 7. Pediastrum was ob-served only in the sample 7.
DISCUSSION
In the environmental studies developed in theLagoa de Cima lake by PROAGRO (1975) the plank-ton was collected with a net of 50 ìm meshes. A totalof 17 phytoplankton taxa and predominance of thegenus Scenedesmus (68,1%) has been observed.Pediastrum boryanum (0,8%) and Pediastrum spp.(0,1%) presented low percentages of the total of ob-served algae, as well as other algae that were not con-sidered in our study. They also mentioned the registra-tion of several Bacillario-phyceae (Diatomaceae) with
Figure 5 - Algae diagram – concentration of algae in 1 gram of sediment.
72
Figure 6 - 1) Coelastrum proboscideum (400 X); 2) C. pulcrum (100 X); 3) C. reticulatum (surface cells of the cenobium) (100 X); 4) C.reticulatum (central cells of the cenobium) (100 X); 5) Pediastrum duplex var. subgranulatum (400 X); 6) Scenedesmus magnus (1000 X); 7)S. ohauensis (1000 X); 8) S. ohauensis (1000 X); 9) S. protuberans (1000 X); 10) S. protuberans (1000 X); 11) Aulacoseira sp.(1000 X);12) Ciclotella meneghiniana (1000 X); 13) Luticula sp. (1000 X).
73
Box 1 - Localization of the samples, types of sediments of each sample and taxa occurrence of the observed algae in each analyzed sampleof the Lagoa de Cima lake.
SELPMAS 1 2 3 4 5 6 7 8 9 01 11 21 31 41 51
)S(EDUTITAL'54º12
"32'54º12
"43'54º12
"24'54º12
"74'54º12
"55'64º12
"30'64º12
"54'64º12
"91'64º12
"72'64º12
"73'64º12
"54'64º12
"45'74º12
"20'74º12
"11'74º12
"61
EDUTIGNOL)W(
'92º14"11
'92º14"52
'92º14"44
'92º14"55
'03º14"11
'03º14"82
'03º14"24
'03º14"95
'13º14"41
'13º14"82
'13º14"44
'13º14"95
'23º14"21
'23º14"52
'23º14"43
ehtmorfsreteMtsaehtronyradnuob
03± m035± 0301± 0351± 0302± 0352± 0303± 0353± 0304± 0354± 0305± 0355± 0306± 0356± 0307±
FOEPYTTNEMIDES
dnas dnas yalc yalc yalc yalc dnas yalc yalc yalc yalc yalc yalc yalc dnas
eaecyhporolhC
murtsaleoCmuedicsoborp
X
murtsaleoCmurhclup
X
murtsaleoCmutaluciter
X
murtsaidePxelpud .rav
murtalunargbusX
sumsedenecSeanuca
X X
sumsedenecSiitsew
X X
sumsedenecSsungam
X X X X X X X
sumsedenecSsisneuaho
X X X X X X
sumsedenecSsucinonnap
X X
sumsedenecSsnarebutorp
X X X X X X X
sumsedenecSps
X X
eaecyhpamengyZ
sumsedoruatSps
X X
eaecyhpoirallicaB
sehtnanhcA ps X
aruelpihpmA ps X
arohpmA ps X
-sucsidionhcarA)??(
X
ariesocaluAatalunarg
X X X X X X X X X
ariesocaluA.ravatalunarg
amissitsugnaX
ariesocaluAacilati
X X X X X X X X X
ariesocaluA ps X X X X X X
sienolaC ps X
alletolciCanainihgenem
X X X X X X
sienolpiD ps X
amenoycnEmucaiselis
X
aitonuE ps X X X X X X
74
Melosira spp. (13,2%) of large occurrence. These dataagree partially with our data, since the results obtainedfrom the surface samples of the sediments also indi-cated a deposition of 3,7 % of Coelastrum of the totalalgae counted, and this genus was not mentioned inPROAGRO’s study. In our countings Scenedesmusreached higher percentage. As demonstrated in ourresults, Scenedesmus was the genus with the largestsedimentation ratio (count of individuals, percentageand concentration evaluations). It was also the genusthat presented the highest richness of species in thesamples prepared by the palynological standardmethod, while using the method without chemical re-agents Diatomaceae presented the highest richness.
Huszar et al. (1987) did taxonomic studies inphytoplankton collected with a 20 ìm mesh net in thesurface waters from the central point of the Lagoa deCima, in January and September 1983 and, March andDecember 1986. They identified 18 taxa at specific andinfra specific levels of the Chlorophyceae, this classbeing one of the two classes of greatest specific richnessin the lake. Among the most common taxa, in all collec-tions accomplished by these authors, the algae men-tioned are Coelastrum pulchrum, C. reticulatum,Pediastrum boryanum, P. duplex and Scenedesmusopoliensis var. mononensis, among other species notbeing analyzed in our study. Among taxa referred bythese authors, in our study were only observedCoelastrum pulchrum, C. reticulatum, Pediastrum du-plex and Scenedesmus quadricauda (actually S. westii),among other species not observed in our study. Among
species observed in our study and not referred by theseauthors there are Coelastrum proboscideum, Scenedes-mus acunae, S. magnus, S. ohauensis, S. pannonicus andS. protuberans. Coelastrum reticulatum was the mostrepresentative species of this genus in our analyses andScenedesmus predominated in all samples which pre-sented algae, reaching 94,1% from the total algaecounted. Pediastrum duplex only reached 0,8% of thetotal of algae.
Huszar & Esteves (1988) listed the resultsof the phytoplankton observed in January and Sep-tember 1983 (vide Huszar et al. 1987), where thedominant taxon was Scenedesmus opoliensis var.mononensis (65%). As mentioned above, we did notobserve this specie in our samples.
Huszar & Silva (1992) analyzed the densityand diversity of the community of phytoplankton ofLagoa de Cima lake, using samples collected in dif-ferent depths of the waters of the lake, with a 20ìmmesh net, in March and December 1986. The au-thors found the total of 52 taxa. They verified thatthe phytoplankton concentration fluctuated among3,247 individuals/ml-1, belonging to 35 taxa (March/1986 - sampled in 2,4 m of depth) and 5,239 indi-viduals/ml-1, belonging to 31 taxa (March/1986 -sampled in 0,1 m of depth). They did not registerdominance of species, however Scenedesmusprotuberans f. danubianus was mentioned as beingone of the most abundant. This species was notmentioned in the paper of Huszar et al. (1987) thatanalyzed also samples collected in the same periods
airalligarF-urt-snocoduesp
me .ravacibmohr
X
airalligarF ps X
ailutsurFaevrenissarc
X X X
amenohpmoGelicarg
X X X X X
amenohpmoGmuluvrap
X
amenohpmoGps
X X X
alucituL ps X X X X X X X X
arisoleM ps X X X X X X X X X
alucivaN ps X
aihczstiN ps X
airalluniP 1ps X X X X
airalluniP 2ps X
aidolapohR ps X
sienoruatS ps X X X
alleriruS ps X X X X
anluardenyS X X
ardenyS ps X X X X X X
airallebaT ps X X
(Continuação)
75
of 1986. In our study, this species was observedfrequently in the samples of surface sediments ofthe bottom of the lake; its largest spatial deposi-tional area corresponded to sample 11 (vide Fig. 2).Other species of algae not been mentioned inHuszar et al. (1987) were Pediastrum tetras,Scenedesmus bijugus, S. bijugus var. disciformis andS. denticulatus, besides no species of Coelastrum.
Esteves et al. (1984) framed the Lagoa deCima lake as oligotrophic with low density of algae.This fact was reviewed by Huszar & Silva (1992).They verified a great richness and high specific densityin the phytoplankton and demonstrated that the Lagoade Cima lake presented elevated specific diversity ofalgae in its waters, mostly at that time of rainfalls. Forthem the more abundant species were someDesmidiaceae and Mougeotia cf. delicata. These algaehave been observed in a very low number and only inrestricted areas of sedimentation in our study, but wecan agree with these authors because the richness andthe high number of algae in surface sediments of theLagoa de Cima lake are evident.
CONCLUSION
We can conclude that: 1) The genusScenedesmus presented the greatest richness of speciesand number of counted individuals in the preparationsusing chemical reagents. Among the Diatomaceae thegenus Aulacoseira presented the highest richness inthe samples prepared by the method without applica-tion of chemical reagents. 2) The results of countedindividuals and percentage in the preparations usingchemical reagents indicated that the areas with thehighest depositional rates of the algae are located nearthe northeast portion of the lake (samples 3, 4, 5 and6). In this local, the configuration of the lake facilitatesthe accumulation of algae through a formation of aplace of sedimentation. 3) The results of concentrationanalysis, based on the counting of the algae from themicroscope slides together with the counting of themarker spore, indicated that the most central area inthe lake is an excellent depositional area ofChlorococcales (samples 8, 9 and 11). 4) These algaewere not observed in the central sandy sample of thelake (sample 7) and in the boundaries-sandy-samples(samples 1 and 15), probably because of the percola-tion processes. 5) Diatomaceae dominated in areasdevoid of Chlorococcales. They were observed in largenumbers all over the lake using the sediment treatmentmethodology without chemical reagents. This led toconfirm that, for comparison of results and for a betterenvironmental evaluation of lakes and ponds throughpalynological analysis of Quaternary sediments, it isnecessary to use both methods for sediment prepara-
tions. 6) The algae Coelastrum, Pediastrum andScenedesmus, well preserved in the sediments of theLagoa de Cima lake, will possibly be useful in palyno-logical facies analyses as well as they give a strati-graphic signal for the presence of freshwater.
Acknowledgements - The authors acknowledge to Bruno Santos Pe-nha, Cíntia F. Barreto, Luís Eduardo Uberti São Thiago and MarcosLeal Thomé, for confection of microscope slides. We are also thankedto the M.Sc. Luciane G. Coelho by the collaboration in the confectionof the Tilia graphs that were presented in this paper. We are gratefulto the Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico eTecnológico (CNPq), Fundação de Amparo a Pesquisa do Rio de Ja-neiro (FAPERJ) and Fundação de Amparo à Pesquisa de Goiás(FUNAPE) for financial support.
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77
Visualização 3D de uma imagem digital: metodologia e potencial cartográfico
GIOVANA ANGÉLICA ROS, ALUIR PORFÍRIO DAL POZ & JÚLIO KIYOSHI HASEGAWA
Universidade Estadual Paulista, Presidente Prudente, SP, Caixa Postal 467, Cep 19060-900 - [email protected]
(Recebido em 02/02. Aceito para publicação em 02/03)
Abstract - This article presents a methodology for 3D visualization of a digital image and discusses its cartographicpotential. Assuming that a regular DTM (Digital Terrain Model) is available, whose points are connected to form a triangularmesh, a shading methodology is applied triangle-by-triangle. This requires the computation of gray levels of image pointscorresponding to the pixels of 3D visualization plane, what in turn requires the modeling of the sensor used to acquire theimage. Next, a shading model may be used to add artificially an extra effect of shading to the gray levels previouslyobtained, generating, e.g., shadows along the most elevated slopes opposed to the artificial light source. Finally, a projectionmodel is used to obtain the 3D perception on the visualization plane. Results obtained were sufficient, showing that the 3Dvisualization methodology has the potential to be used in several cartographic application, as, e.g., in the cartographicrevision.
Keywords - Flat shading, Gouraud shading, Three-Dimensional viewing.
Pesquisas em Geociências, 29(2): 77-87, 2002ISSN 1518-2398
Instituto de Geociências, UFRGSPorto Alegre, RS - Brasil
INTRODUÇÃO
A visualização 3D (ou tridimensional) temsido muito utilizada em alguns meios, dentre osquais podem ser destacados as indústrias cinemato-gráficas e, mais ainda, da informática. A visuali-zação 3D é obtida pelo ser humano através de fato-res físicos, fisiológicos e psicológicos, que se pro-cessam no cérebro. Em medicina as imagens 3D,geradas por exemplo a partir de imagens de órgãoshumanos capturadas através de tomografia compu-tadorizada, endoscopia, ressonância magnética etc.,são utilizadas para fazer análises clínicas de doençasou para fazer o acompanhamento do desenvolvimen-to de bebês durante a gestação (Okatani & Deguchi,1997; Geiger, 1993). Além da visualização médica,imagens de raio X podem ser utilizadas para a gera-ção de visualizações 3D para aplicações em Geolo-gia, Arqueologia, Fluidodinâmica etc. (TECGRAF,2001).
Em Fotogrametria, várias técnicas devisualização 3D, conhecidas como visualizaçãoestereoscópica, têm sido utilizadas por longa data nafotointerpretação e na extração fotogramétrica deinformações georreferenciadas para aplicações emSIG (Sistema de Informações Geográficas) e nomapeamento convencional (Mikhail et al., 2001).Exemplos dessa técnica são o sistema binocularvastamente empregado nos convencionais restitui-dores fotogramétricos e o sistema de polarizaçãoempregado nos modernos sistemas fotogramétricosdigitais (Mikhail et al., 2001). Principalmente quan-do empregadas para fins de restituição fotogramé-trica, essas técnicas têm em comum a necessidade
de um estereopar de fotos, de operadores com boaacuidade visual e bem treinados e de hardwaresespecíficos. Tudo isso tem implicação no custo dosistema de coleta de informações georreferenciadas,tornando mais distante o emprego maciço datecnologia fotogramétrica. Uma técnica alternativa,ainda raramente explorada em cartografia e que nãocompartilha as principais desvantagens da visua-lização estereoscópica, pode ser as metodologias devisualização 3D baseadas em Computação Gráfica,que através da projeção de uma imagem digital so-bre um MDT (Modelo Digital de Terreno) possibi-litam a visualização 3D (Ros, 2001). O resultadoseria semelhante a uma ortoimagem convencional,mas que apresentaria a possibilidade de se realizarmedidas 3D (por exemplo, pontos, feições, distânci-as etc.), auxiliadas por visualizações 3D a partir demúltiplos pontos de vista. Isso abre, de imediato,perspectivas para múltiplas aplicações em Cartogra-fia, como, por exemplo, na atualização cartográfica,mediante o registro de um mapa desatualizado sobreuma imagem 3D atual.
Este trabalho tem então por motivação prin-cipal a integração de técnicas das áreas deFotogrametria e Computação Gráfica, visando avisualização 3D de uma imagem digital, semelhantea que é obtida pelas técnicas de visão estereos-cópica. É discutido também o potencial da metodo-logia em várias aplicações cartográficas. A Seção 2apresenta os fundamentos matemáticos da meto-dologia. Os resultados obtidos com a aplicação dametodologia de visualização são apresentados e dis-cutidos na Seção 3. A Seção 4 discute brevemente opotencial de aplicação do método em Cartografia. A
78
Seção 5 apresenta as principais conclusões e pers-pectivas para trabalhos futuros.
METODOLOGIA PARA VISUALIZAÇÃO 3DDE UMA IMAGEM DIGITAL
Princípio do método
A figura 1 ilustra a metodologia paravisualização 3D de uma imagem digital, cujo princípiobásico consiste em transferir para a superfíciepoliédrica, gerada a partir de um MDT, os tons decinza da imagem digital e projetar o resultado para oplano de visualização, permitindo ao observador a sen-sação 3D da imagem digital projetada sobre o MDT. Aopção pelo poliedro definido por superfícies triangula-res planas se deve à simplicidade de seu tratamentomatemático e algorítmico, além de geralmente possibi-litar uma representação satisfatória da superfície, comopode ser constatado nos estudos de Mitishita (1997).
A transferência dos tons de cinza da ima-gem digital para o poliedro, processo que será deno-minado no restante do trabalho de tonalização dopoliedro ou, simplesmente, tonalização, é feita triân-gulo-a-triângulo. Tomando como exemplo o triângu-lo definido pelos vértices V1, V2 e V3, cujas coorde-nadas são referidas ao referencial do espaço-objetoOXYZ (na prática, o referencial geralmente utiliza-do é o UTM (Universal Transverse of Mercator)com altura ortométrica (Lugnani, 1987)), as seguin-tes etapas são necessárias para a tonalização do tri-ângulo: 1- cálculo dos tons de cinza dos vértices edos pontos internos do triângulo, correspondentesaos pixels a serem tonalizados de um pequeno seg-mento de visualização (ver ilustração em destaquena figura 1); e 2- tonalização do triângulo usando ostons de cinza obtidos no passo anterior. A primeiraetapa requer o conhecimento dos parâmetros de ori-entação interior e exterior do sensor no instante detomada da imagem, os quais são geralmente obtidosà priori através de um processo de auto-calibração(Barbosa, 1999). Entretanto, nos casos em que nãoé necessário a calibração do sensor, os parâmetrosde orientação exterior podem ser obtidos poraerotriangulação ou resseção espacial, a partir depontos com coordenadas conhecidas no terreno evisíveis nas imagens (Lugnani, 1987). Moderna-mente, os parâmetros de orientação exterior podemser obtidos diretamente usando o GPS (GlobalPositioning System) e um INS (Inertial NavigationSystem), que permitem, respectivamente, a medidada posição e da atitude do sensor no instante de
tomada da imagem (Tommaselli et al., 2000). Osparâmetros de orientação interior e exterior permi-tem o cálculo no espaço-imagem das coordenadasdos pontos internos do triângulo e dos vértices v1, v2
e v3, sendo estes correspondentes respectivamenteaos vértices V1, V2 e V3. As coordenadas obtidas sãoentão utilizadas para obter, através de algum proces-so de reamostragem de tons de cinza (Richards,1986), os tons de cinza dos respectivos pontos. Fi-nalmente, a tonalização do triângulo é realizadaatravés de técnicas de computação gráfica, como,por exemplo, as técnicas de tonalização Facetada ede Gouraud (Rogers, 1989). Como indicado na figu-ra 1, transformações geométricas podem ser aplica-das, antes do processo de tonalização, ao MDT,possibilitando por exemplo rotações e modificaçõesde escala do poliedro.
O processo final é a projeção ortográfica dopoliedro tonalizado no plano de visualização (porexemplo, a tela do computador) para a percepção 3D.
Nas próximas subseções são apresentados osprocessos de tonalização e de visualização, incluindouma descrição complementar de aspectos inerentes àgeometria de uma imagem aérea, presentes na figura1, como por exemplo os referenciais do espaço-ima-gem. Entretanto, detalhes em excesso serão evitados,visto que são encontrados em textos básicos de Com-putação Gráfica, Fotogrametria e Processamento Di-gital de Imagem. Uma descrição detalhada do proces-so como um todo é encontrada em Ros (2001).
Processo de tonalização
Conforme já foi brevemente descrito acima,o processo de tonalização do poliedro é feito triângu-lo-a-triângulo. Isso exige o cálculo dos tons de cinzade vértices e de pontos do interior do triângulo con-siderado, seguido da tonalização propriamente dita dotriângulo. Estes dois passos são descritos a seguir.
Cálculo dos tons de cinza para pontos dopoliedro
Seja V(X, Y, Z) um ponto qualquer (i.e.,vértice ou não) do poliedro definido no referencialdo espaço-objeto OXYZ. Seja também v(l, c) oponto correspondente de V(X, Y, Z) no referencialdigital da imagem (l, c). O tom de cinza do pontoV(X, Y, Z) pode ser obtido transformando-o para seucorrespondente no espaço-imagem, i.e., v(l, c). An-tes de prosseguir, faz-se necessário definir osreferenciais do espaço-imagem envolvidos na mode-lagem de uma imagem digital obtida por uma câma-ra digital (Fig. 1).
79
- Referencial cartesiano com origem no centroda imagem (xc, yc): 1- origem: centro geométricoda imagem; 2- eixo xc: paralelo às linhas da ima-gem e com sentido, para o caso aéreo, correspon-dente ao sentido de vôo; e 3- eixo yc: ortogonal aoeixo xc e com sentido a 90o anti-horário.
- Referencial fotogramétrico (x, y): 1- origem:ponto principal - projeção ortogonal do CentroPerspectivo (CP) no plano da imagem; 2- eixo x:paralelo ao eixo xc e de mesmo sentido; e 3- eixoy: paralelo ao eixo yc e de mesmo sentido.
- Referencial digital (l, c): 1- origem: canto supe-rior esquerdo da imagem; 2- eixo l: paralelo aoeixo y e de sentido contrário; e 3- eixo c: paraleloao eixo x e de mesmo sentido.
A transformação do ponto V(X, Y, Z) no seucorrespondente v(l, c) requer a realização de três passos.
O primeiro passo consiste na aplicação dasequações de colinearidade (Lugnani, 1987; Mikhailet al., 2001), como segue,
( ) ( ) ( )( ) ( ) ( )( ) ( ) ( )( ) ( ) ( )033032031
023022021
033032031
013012011
ZZrYYrXXr
ZZrYYrXXrf.y
ZZrYYrXXr
ZZrYYrXXrf.x
−+−+−
−+−+−=
−+−+−
−+−+−=
(1)
onde:
- [X Y Z] T são as coordenadas do ponto V noreferencial do MDT (0XYZ) ou no espaço-objeto;
- [x y]T são as coordenadas do ponto v, imagem deV, no referencial fotogramétrico;
- [X 0 Y 0 Z0] T são as coordenadas do centro-perspectivo (CP) no referencial 0XYZ;
- f é a distância focal da câmara digital; e- rij , (1 ≤ i ≤ 3 e 1 ≤ j ≤ 3), são os elementos da
matriz de rotação R, definida pelo triplo produtomatricial Rz(κ)Ry(ϕ)Rx(ω), onde Rz(κ), Ry(ϕ) eRx(ω) são as matrizes para as três rotações (κ, ϕe ω, respectivamente) da câmara em relação aoreferencial do espaço-objeto (0XYZ).
A equação 1 é válida para o negativo foto-gráfico, que é o caso ilustrado na figura 1. Para ocaso do positivo fotográfico, basta trocar na equação1, f por -f.
No segundo passo é realizada a transforma-ção das coordenadas do ponto v(x, y), referenciadono referencial fotogramétrico, para seu correspon-dente (v(xc, yc)) no referencial com origem no centroda imagem. Devido à definição dos referenciaisenvolvidos, esta transformação consiste em umasimples translação, como segue,
oc
oc
yyy
xxx
+=+=
(2)
Figura 1 - Princípio do método (Ros, 2001).
Pixels a seremtonalizados
Segmento do planode visualização
Transformaçõesgeométricas
Tonalização desuperfície (MDT):
Facetada, Gouraud etc.
MDT
Projeção
Busca dos tons decinza de V1, V2 e V3
CP (Centro Perspectivo)
Imagem Orientada
80
onde:- [x c yc] T são as coordenadas do ponto v no
referencial com origem no centro da imagem; e- [xo yo]T são as coordenadas calibradas do ponto
principal no referencial com origem no centro daimagem.
Finalmente, as coordenadas do ponto v(l, c)no referencial digital são calculadas a partir dascorrespondentes obtidas no passo anterior, comosegue (Ros, 2001),
0,52t
xc
0,52
H
t
yl
W
px
c
py
c
++=
++=
(3)
onde:- [l c]T são as coordenadas linha (l) e coluna (c) do
ponto v no referencial digital;- W é a largura (em pixel) da imagem;- H é a altura (em pixel) da imagem;- tpx é o tamanho do pixel na horizontal; e- tpy é o tamanho do pixel na vertical.
Como o ponto v(l, c) geralmente não coinci-de com um pixel da imagem de entrada, algummétodo para a interpolação de tons de cinza deve serutilizado. As técnicas de interpolação pelo vizinhomais próximo, bilinear e convolução cúbica são asmais difundidas e podem ser encontradas emRichards (1986). A implementação atual do métodode visualização utiliza a técnica de interpolaçãobilinear.
Tonalização do poliedro
Em Computação Gráfica geralmente se temum modelo 3D de um objeto (por exemplo, um pro-jeto de um edifício) e sua tonalização é feita artifi-cialmente. Nesse caso, torna-se indispensável o usode um modelo de iluminação para gerar, com maiorrealismo possível, o efeito de iluminação sobre oobjeto. A intensidade de luz refletida é calculada emum número limitado de pontos da superfície doobjeto que, para o caso de uma superfície polié-drica, são os vértices dos triângulos. A intensidadede iluminação do interior dos triângulos é feita porinterpolação, segundo um modelo de tonalização(por exemplo, o modelo de Gouraud).
Em Fotogrametria Digital se tem uma situa-ção um pouco diferente, pois, além do objeto 3D(MDT), tem-se também uma imagem digital. Estaimagem armazenou, a partir de um determinado pon-
to de vista, as condições de iluminação natural doobjeto no instante de tomada da imagem. O problemabásico a resolver seria então o de reamostrar a ima-gem sobre o MDT e de projetar o resultado no planode visualização. Ou também, uma iluminação artifi-cial pode ser sobreposta à iluminação natural, visan-do produzir por exemplo algum efeito de sombrea-mento nas encostas dos terrenos mais elevados. Pode-se então identificar dois casos de interesse:- tonalização usando a iluminação capturada no ins-
tante de imageamento da cena; e- como no caso anterior, mas com sobreposição de
efeito adicional de sombreamento.Para o segundo caso, os tons de cinza calcu-
lados para os pontos do poliedro são modificadossegundo um modelo de iluminação. Um modelo deiluminação tem a função de calcular a intensidadeda luz em um ponto na superfície do objeto (Hall,1989). Nesta pesquisa é utilizado o modelo maissimples de iluminação (Rogers, 1989),
/2ðè0, cosèKII dl ≤≤= (4)
onde (Fig. 2):- I é a intensidade da luz refletida;- Il é a intensidade da luz incidente, gerada por uma
fonte F localizada no infinito;- Kd é a constante de reflexão difusa (0 ≤ Kd ≤ 1)
e está relacionada com brilho de uma superfície(S). Por exemplo, se a superfície for altamentereflexiva (brilhante), Kd assume valor próximo de1. Ao contrário, se uma superfície absorve bastan-te a luz incidente, i.e., se uma superfície é poucobrilhante, Kd assume valor próximo de 0; e
- è é o ângulo entre a direção da luz incidente e anormal (N) à superfície, que fornece o efeito desombreamento a um objeto ou a uma superfície.
Como se quer apenas sobrepor um efeito desombreamento à iluminação natural capturada pelosensor no instante de imageamento da cena, pode-se
Figura 2 - Modelo de iluminação.
F (∞)
I1
F (∞)
Θ
I
S
81
substituir na equação 4 o produto IlKd pelo tom decinza obtido na imagem digital. Sendo Vi o i-ésimovértice do poliedro, gi o tom de cinza calculado para
o vértice Vi e iè o ângulo entre a normal à superfície
em Vi e a direção da luz incidente em Vi, pode-secalcular em Vi a intensidade Ii, como segue,
/2ðè0, cosèI iiii ≤≤= g (5)
O termo cos iè (eq. 5) pode ser considerado
como um fator de iluminação (S) a ser aplicado ao tomde cinza gi obtido na imagem digital. Entretanto, em setratando de pontos pertencentes ao interior de um dadotriângulo, os respectivos valores de S são normalmenteobtidos por interpolação dos fatores de iluminaçãocalculados para os vértices do triângulo considerado.Neste trabalho foram utilizadas duas metodologiaspara interpolação de S no interior de um dado triângu-lo, que seguem os mesmos princípios dos métodos detonalização Facetada e de Gouraud, comumente em-pregados em Computação Gráfica. A diferença básicaentre ambos os métodos está na forma em que a nor-mal é definida nos vértices de cada triângulo.
Para a tonalização facetada, as normais nosvértices de um triângulo são tomadas como sendoiguais à normal ao plano que o contém, i.e., é utili-zada uma única normal para os três vértices do tri-ângulo considerado. Como a fonte de luz está loca-lizada no infinito, os ângulos (iè ) de incidência daluz nos vértices de um mesmo triângulo são iguais,resultando em iluminações (Si) iguais para estesvértices. Consequentemente, um único fator de ilu-minação (S) é utilizado para pontos do interior decada triângulo. A figura 4(a) mostra um exemploartificial gerado pela tonalização Facetada. O aspec-to facetado pode ser claramente observado, efeitoresultante da utilização de apenas uma normal (ouúnico fator de iluminação) para cada triângulo.
Já para a tonalização de Gouraud são utili-zadas normais diferentes para cada vértice de umdado triângulo. A normal num determinado vértice écalculada através da média aritmética de todas asnormais aos triângulos adjacentes ao triângulo con-siderado, incluindo a normal desse último triângulo.O fator de iluminação (S) de cada ponto do interiorde um dado triângulo é obtido conforme princípioilustrado na figura 3. S1, S2 e S3 são os fatores deiluminação para os vértices de um dado triângulo,calculados através da eq. 5. Seja P o pixel do planode visualização onde se deseja interpolar o valor deS. A intersecção da linha de varredura que contém
P com duas arestas do triângulo define os pontos P’e P’’. O valor de S é obtido através de trêsinterpolações lineares: 1- interpolação linear dofator de iluminação (S’) no ponto P’, utilizando S1
e S2; 2- interpolação linear do fator de iluminação(S’’) no ponto P’’, utilizando S2 e S3; e 3-interpolação linear do fator de iluminação (S) noponto P, utilizando S’ e S’’.
O método de Gouraud possui um esforçocomputacional consideravelmente maior, mas, poroutro lado, permite uma distribuição bem maishomogênea da iluminação nas regiões de transiçãoentre triângulos. Isso pode ser verificado no exem-plo mostrado na figura 4(b).
Quando se deseja tonalizar o poliedro usandoapenas a iluminação natural capturada pelo sensor noinstante de imageamento da cena (primeiro caso),basta apenas rescrever a equação 5 na forma,
Ii= gi (6)
Como mostra a eq. 6, apenas é realizada areamostragem da imagem sobre o poliedro, semsobreposição de efeito de sombreamento, i.e., Si= 1.
Figura 3 - Interpolação de S.
Linha de varredura
S3
S2
S1
P’P
P”
Figura 4 - Exemplo artificial. (a)Tonalização Facetada; e (b) Tonali-zação de Gouraud (Rogers, 1989).
(a) (b)
82
Processo de visualização
A visualização do poliedro tonalizado no pla-no de visualização, com efeito 3D, requer a aplicaçãode uma projeção geométrica ao poliedro tonalizado.É utilizada neste trabalho a projeção ortogonal, quese caracteriza pelo fato das linhas projetoras seremortogonais ao plano de projeção ou visualização (Fig.5) (Foley et al., 1996). Os planos de projeção sãogeralmente os próprios planos coordenados.
A figura 5 mostra a projeção de um objeto3D em três vistas diferentes, i.e., a visão frontal daaltura, a visão lateral da altura e a visão do topo.Como em aerofotogrametria tradicionalmente seanalisa o objeto pelo topo, a visão pelo topo é avista selecionada para projetar o poliedrotonalizado. Isto é, o plano coordenado Z= 0 éselecionado como o plano de projeção. A sensação3D é obtida em diferentes ângulos de visada atravésda rotação do poliedro, que é realizada antes datonalização do poliedro. A matriz de projeção emrepresentação homogênea para a projeção ortogonalno plano Z=0 é (Foley et al., 1996),
=
1000
0000
0010
0001
Pz (7)
O problema de visualização estaria resolvi-do se todos os pontos do poliedro tonalizado esti-vessem visíveis. Como freqüentemente se tem, paraum determinado ponto de vista, parte da superfícieobstruída, é necessário usar um algoritmo de elimi-nação de superfície oculta, a fim de verificar se ospontos que estão sendo projetados estarão visíveis
no plano de visualização. O algoritmo utilizado é ode memória de profundidade (Rogers, 1989). SendoS uma determinada superfície, um pontoP(Xp,Yp,Zp)∈S será visto por um observador locali-zado em O(Xo,Yo,Zo), se para nenhum outro pontoQ(Xq,Yq,Zq)∈S, situado ao longo da linha que ligaos pontos P e O, a distância QOd for menor que adistância POd (Fig. 6). Portanto, um ponto qualquerdo poliedro só será 1projetado para o plano devisualização se o mesmo não estiver obstruído.
RESULTADOS OBTIDOS
A metodologia de visualização 3D de umaimagem digital apresentada na Seção anterior foiimplementada em Borland C++ Builder 4.0 para ambi-ente Windows/PC. Com o objetivo de verificar aperformance do método, dois experimentos foram con-duzidos. Foi utilizada uma imagem digital (Fig. 7)obtida pela Câmara Digital Fujix DS300 de uma áreaurbana de Presidente Prudente, SP. Esta imagem (1280pixel X 1000 pixel) possui resolução radiométrica de24 bits e resolução geométrica de 10mm. Esta imagemé visualizada na figura 7 em escala 1:9000. Osparâmetros de orientação interior e exterior foram pre-viamente gerados em Barbosa (1999), através de umsoftware de fototriangulação com auto-calibração.
As informações altimétricas disponíveis eramapenas 13 pontos mal distribuídos, as quais não possi-bilitaram a geração de um MDT com qualidade acei-tável. Optou-se então por usar um MDT simulado, quefoi obtido a partir da coleta de coordenadas de pontosde um esboço de curvas de nível (Fig. 8). A partirdestas coordenadas foi gerado um MDT regular com20 linhas e 20 colunas. Na figura 8 as linhas maisinternas representam a parte mais alta do relevo. Ob-serva-se também que o relevo simulado está localizadopróximo do canto inferior esquerdo, correspondendona imagem original (Fig. 7) a uma região limpa, i.e.,sem edificações e árvores. Desta forma, evita-seFigura 5 - Projeção ortográfica de várias vistas.
Figura 6 - Princípio do algoritmo de memória de profundidade.
Q”
Q’
P
O
O ponto P é visível para O
visão frontalda altura
visão lateralda altura
visão dotopo linhas
projetoras
83
distorções na visualização, pois não se tem as informa-ções das alturas de edificações e árvores. A base da“montanha” possui cota de 100 m e a parte mais ele-vada cota de 160 m. A área não relacionada com amontanha é um plano de cota 100 m.
As figuras 9 e 10 mostram os resultados ob-tidos para dois pontos de vista diferentes. Os ângulosde rotação utilizados para modificar o ponto de vistasão mostrados nas legendas das figuras 9 e 10. Asposições do observador para a obtenção da sensaçãocorreta de profundidade estão indicadas nas figuras 9e 10. Os dois métodos de tonalização utilizam omodelo de iluminação que permite sobrepor o efeitode sombreamento à iluminação natural capturada pelacâmara digital no instante de tomada da imagem.
Analisando os resultados, verifica-se que orelevo é bem nítido na figura 9. Esse efeito é obtidoa partir de um ponto de vista bastante baixo, adqui-rido a partir de uma rotação de 60º em torno do eixoX. Um ponto de vista oblíquo (rotação de 45º em
Figura 7 - Imagem digital utilizada nos experimentos (Escala 1:9000).
Figura 8 - Curvas de nível do relevo simulado.
84
torno de X e Y) é usado para alcançar os resultadosapresentados na figura 10, permitindo obter tambémum excelente efeito 3D. Portanto, os dois pontos devista permitiram visualizar o relevo de forma nítida.Observa-se também que:- como esperado, o aspecto “chapado” é observado
nos resultados gerados pelo método Facetado.Entretanto, se assemelham em qualidade ao exem-plo artificial apresentado na figura 4(a);
- a percepção de relevo para ambos os métodos detonalização são bastante similares;
- grande similaridade em forma é também observa-da entre os modelos aramados e os respectivosresultados dos dois métodos de tonalização; e
- é nítido o efeito de sombreamento artificial geradopelo modelo de iluminação (equação 5) em todosos resultados de tonalização. A posição e distri-buição do sombreamento dependem da posição dafonte de luz, encontrando-se no lado oposto aosombreamento das regiões mais levadas.
POTENCIAL DE APLICAÇÃO EMCARTOGRAFIA
Como já foi discutido, a metodologia apre-sentada pode ser uma alternativa vantajosa às for-mas de visão estereoscópica. Faz-se necessário nes-se ponto ressaltar as diferenças entre a visão
Figura 9 - Experimento 1: Resultados obtidos com ângulo de visualização de 60º em torno do eixo X, 5º em torno do eixo Y e 90º em tornodo eixo Z. (a) Facetada; (b) Gouraud; e (c) modelo aramado. (Escala 1:9000).
(a) (b) (c)
85
Figura 10 - Experimento 2: Resultados obtidos com ângulo de visualização de 45º em torno do eixo X, 45º em torno do eixo Y e 0º em tornodo eixo Z. (a) Facetada; (b) Gouraud; e (c) modelo aramado. (Escala 1:9000).
(a)
(b)
(c)
86
estereoscópica e a forma de visualização apresenta-da neste trabalho. A visão estereoscópica é obtida apartir de duas fotografias ou imagens, devidamentetomadas, com ajuda de dispositivos comoestereoscópios ou óculos apropriados para efeitos decintilamento, anaglifo ou luz polarizada. Já o méto-do apresentado corresponde à forma de visualizaçãomonoscópica, onde a impressão de profundidade éobtida através de perspectiva, tamanho relativo deobjetos, encobrimento dos objetos mais distantespelos mais próximos, sombras etc. (Slama, 1980).As principais vantagens dessa forma de visualizaçãoseriam a não necessidade de operadores bem treina-dos, de hardwares específicos e de um estereopar deimagens convenientemente tomadas. Outra vanta-gem importante seria a flexibilidade, pois, como emessência se tem um algoritmo operando sobre infor-mações digitais, é possível a realização de um nú-mero ilimitado de efeitos, facilitando ao operador atarefa de interpretação. Entretanto, duas possíveisdesvantagens podem ser apontadas. Uma primeira éa necessidade de se ter um MDT para viabilizar oprocesso de visualização 3D. Geralmente a obtençãode um MDT é trabalhosa e consome muito tempo,sendo que as formas principais de obtenção são(Mitishita, 1997): a partir da digitalização de curvasde nível de cartas existentes; a partir de levantamen-tos topográficos; e a partir de processos fotogra-métricos. Esse problema tende a ser minimizadopelos modernos sistemas fotogramétricos digitais,pois já atualmente a geração de MDT é o processofotogramétrico com maior grau de automação (DalPoz & Tommaselli, 2000). A tendência é então quecada vez mais fique facilitado o acesso a esse tipode dado. Uma segunda desvantagem é que, mesmocom a disponibilidade de um MDT, a altura dosobjetos (por exemplo, árvores e edifícios) sobre asuperfície não é incluída nesse tipo de dado. Nessecaso, a tecnologia emergente e com grande potencialpara resolver esse problema é o laser - scanner(Mcintosh et al., 2000). Esta tecnologia é especial-mente vantajosa para áreas urbanas, pois permite aobtenção das elevações dos objetos (por exemplo,edificações) sobre o terreno, cujo resultado é geral-mente denominado DSM (Digital Surface Model).
A visualização 3D de uma imagem digitalpode ser considerada como uma opção vantajosa emrelação a ortoimagem convencional. Sobre esta últi-ma é possível apenas realizar medidas bidimensio-nais. Entretanto, quando sobre uma ortoimagem sãosobrepostas curvas de nível obtidas da restituiçãoaltimétrica, torna-se também possível realizar medi-
das 3D. A visualização 3D permite a realização demedidas 3D porque a posição de cada ponto no pla-no de visualização pode ser matematicamente deter-minada no referencial tridimensional do MDT. Aprincipal vantagem seria a realização destas medi-das com o auxílio da visualização simultânea dasuperfície com efeitos variados, como, por exemplo,os decorrentes da modificação de pontos de vista eda variação de iluminação artificial.
Uma outra aplicação de grande potencialseria na atualização cartográfica a partir da compa-ração de um mapa desatualizado com uma visua-lização 3D de uma imagem atual. Isto seria realiza-do através do registro do mapa vetorial sobre avisualização 3D, permitindo a um operador a verifi-cação das alterações entre o mapa e a visualização3D. As modificações no mapa digital poderiam serrealizadas interativamente pelo operador, que apon-taria para as informações “velhas” a fim de eliminá-las da base de dados do mapa e que extrairia asnovas informações cartográficas diretamente davisualização 3D.
Além das aplicações brevemente descritasacima, várias outras podem ser citadas, como, porexemplo: visualização do polígono de inundação naformação de um lago, análise de imagem em casosque os dados altimétricos são importantes (porexemplo: reconhecimento automático de um espelhod’água) etc.
CONCLUSÕES
Neste trabalho foi apresentada e avaliadavisualmente uma metodologia para visualização 3Dde uma imagem digital, bem como foi brevementediscutido seu potencial cartográfico.
Embora a análise dos resultados tenha sidorealizada apenas visualmente, mediante a compara-ção entre os resultados dos métodos de tonalizaçãoe entre estes e o modelo aramado para cada ponto devista, algumas importantes conclusões podem serenumeradas:- resultados com textura suave foram obtidos com o
método de tonalização de Gouraud;- as percepções de relevo, para ambos os métodos
de tonalização, apresentaram-se compatíveis entresi nos dois experimentos;
- as percepções do relevo obtidas com o modeloaramado e com as representações obtidas atravésdos métodos de tonalização foram também compa-tíveis;
- embora o modelo de iluminação adotado seja o maissimples, bons resultados visuais foram obtidos;
87
- a escolha do ponto de vista é um critério funda-mental para realçar a percepção do relevo. Emgeral, pontos de vista oblíquos (por exemplo, visa-das em torno de 40o em relação ao horizonte)permitem a obtenção de bons resultados visuais;
- pela falta de altura de objetos, tais como, constru-ções e árvores, os mesmos poderão aparecerdistorcidos na imagem 3D; e
- embora uma avaliação geométrica não tenha sidorealizada, a visualização 3D de imagem digitalpossui características métricas, podendo ser usadaem várias aplicações cartográficas, como porexemplo na atualização cartográfica.
A continuidade desta pesquisa deverá envol-ver três direções principais. Numa primeira, algunsrefinamentos deverão ser incluídos na metodologia,como por exemplo a visualização continua (anima-ção) e a realização de medidas 3D (coordenadas,distâncias, área, volume, ângulos etc.) sobre avisualização 3D. Numa segunda, avaliações geomé-tricas baseadas, principalmente, em critérios estatís-ticos deverão ser conduzidos, possibilitando umaavaliação mais objetiva do potencial cartográfico dametodologia de visualização 3D. Finalmente, aplica-ções cartográficas deverão ser implementadas e ava-liadas.
Agradecimentos - Os dados utilizados nesta pesquisa foram gentil-mente cedidos pelo Prof. João Fernando Custódio da Silva e RicardoL. Barbosa.
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88
89
INTRODUÇÃO
O posicionamento com NAVSTAR-GPS(NAVigatrion Satellite with Time And Ranging - Glo-bal Positioning System) pode ser efetuado a partir deduas observáveis originais, sendo elas: a fase debatimento da onda portadora e a pseudodistância,cujos modelos matemáticos funcionais são dados,respectivamente, por (Monico, 2000):
( )dtdtfc
TropIonf i
ssi
si
sis
i
ρφ +−+
+−−=
( ) ( )( ) si
vOrbc
fAmbtt ss
is
i φφφ +++− 00
(1)
( ) s
iPDss
isi
si
si
si vOrbTropIondtdtcPD ++++−+= ρ
(2)onde:- f - freqüência da fase;
- siρ - distância geométrica entre o satélite e o re-
ceptor, calculada entre o instante de transmissãode recepção do sinal. Este termo da equação con-tém os parâmetros das coordenadas cartesianas doreceptor (X, Y, Z);
Pesquisas em Geociências, 29(2): 89-99, 2002ISSN 1518-2398
Instituto de Geociências, UFRGSPorto Alegre, RS - Brasil
Utilização do Software GPSeq na Solução Rápida das Ambigüidades GPS noPosicionamento Relativo Cinemático de Bases Curtas
WAGNER CARRUPT MACHADO & JOÃO FRANCISCO GALERA MONICO
Universidade Estadual Paulista,Caixa Postal 467 - CEP 19060-900Presidente Prudente, SP, e-mail: [email protected]
(Recebido em 06/02.Aceito para publicação em 03/03)
Abstract - Centimeter level GPS positioning is based on the very precise carrier beat phase measurements. However, thisobservable is ambiguous by a number of whole cycles between the satellite and receiver antenna at the first epoch of datacollecting, which is called the ambiguity. GPS ambiguities are introduced as parameters to be estimated in the observationequations. However, since they are integer numbers there is no standard techniques for solve them. One of the ways is to applysequential conditional least-squares estimation together with integer search techniques. The ambiguity resolution can be dividedin two steps: estimation and validation. The estimation is concerned with the computation of the ambiguities values. Thevalidation step is used to infer if the estimated value can be accepted or not. From the last decade until nowadays ambiguityresolution has been one of the most important research topic in geodetic positioning and a several methods have been proposed.Special attention has been made about the fast ambiguity resolution. The aim of this paper is to investigate the ambiguityresolution in the context of relative kinematic positioning and its implementation in the GPSeq software, which is a GPS dataprocessing software developed in academic environment. In this paper some experiments about kinematic processing arepresented, whose results shown that the GPSeq solution is compatible on the centimeter level with Reliance software. Theresults also shown an inefficiency of the ratio and the difference between the quadratic form of the residuals of the secondbest and best solution tests in validating the ambiguity resolution in time limits of solution of the baselines processed.
Keywords - fast GPS ambiguity resolution, relative kinematic positioning, quality control.
- siIon - erro causado pela ionosfera;
- siTrop - erro causado pela troposfera;
- c - velocidade da luz no vácuo;
- idt - erro do relógio do receptor em relação ao
tempo GPS;
- sdt - erro do relógio do satélite em relação ao
tempo GPS;
- ( )0i tφ - fase gerada no receptor na época de refe-rência t0;
- )( 0s tφ - fase transmitida pelo satélite na época de
referência t0;
- siAmb - ambigüidade;
- sOrb - erro da posição do satélite;
- si
vφ - erros não modelados e resíduos aleatórios da
medida da fase de batimento da onda portadora;
-s
iPDv - erros não modelados e resíduos aleatórios
da medida da pseudodistância.A precisão com que os receptores realizam a
medida da fase de batimento da onda portadora é daordem de poucos milímetros. Portanto, esta ob-servável
Em respeito ao meio ambiente, este número foi impresso em papel branqueado por processo parcialmente isento de cloro (ECF).
90
torna-se indispensável na realização de posicionamentosque requeiram poucos centímetros de precisão. Apseudodistância é muito utilizada em posicionamentoscom precisão métrica (Monico, 1996).
As incógnitas a serem estimadas no modelomatemático funcional representado pela equação (1)são as coordenadas da estação de interesse e asambigüidades. As ambigüidades são números intei-ros, cuja solução requer a utilização de algum méto-do de aproximação. Neste trabalho, utilizaram-se osresultados do ajustamento recursivo, que são valoresreais, como dados de entrada para o método de apro-ximação empregado.
Como visto nas equações (1) e (2), os sinaisGPS sofrem a influência de várias fontes de erros,tais como a ionosfera, a troposfera, a posição dosatélite, o relógio do satélite e o relógio do receptor,tornando necessário adaptar o modelo a tais efeitos.A diferenciação das observáveis no posicionamentorelativo de bases curtas tem sido uma estratégiabastante utilizada, pois ao formar as duplas diferen-ças (DD) grande parte desses erros é praticamenteeliminada, mesmo com a utilização de receptores desimples freqüência. As equações da DD da fase debatimento da onda portadora e da pseudodistância,para linhas de base curtas, podem ser escritas, res-pectivamente, como (Monico, 2000):
( ) srji
vAmbc
f srji
srji
srji ,
,
,,
,,
,, φρφ ++= (3)
srjiPD
srji
srji vPD ,
,
,,
,, += ρ (4)
onde:
- srjiAmb ,
, - ambigü idade da DD, (srjiAmb =,
,
( ) ( )sj
si
rj
ri AmbAmbAmbAmb −−−
;
- srji
v ,,φ - erros não modelados e resíduos aleatórios
da medida da DD da fase de batimento da ondaportadora;
- ( ) ( )sj
si
rj
ri
srji ρρρρρ −−−=,
, ;
- srjiPD
v ,,
- erros não modelados e resíduos aleatórios
da medida da DD da pseudodistância.Para facilitar a leitura, as DD de ambigüi-
dades serão referidas simplesmente como ambigüi-dades no decorrer deste texto.
Nesta contribuição considera-se a utilizaçãosimultânea dos modelos representados pelas equa-ções (3) e (4) linearizados, cujos (amb+3) parâ-
metros podem ser calculados em função das obser-vações dos (m+1) satélites rastreados, com a utiliza-ção do seguinte sistema de equações lineares(Teunissen, 1998b):
DDDD vNnBbl ++= (5)
onde:- lDD - vetor de ordem (m x 1) das DD observadas
menos as DD calculadas em função dosparâmetros aproximados;
- B - matriz de coeficientes de ordem (m x 3) rela-cionada com os parâmetros referentes as compo-nentes da linha de base;
- b - vetor de ordem (3 x 1) dos parâmetros referen-tes às componentes da linha de base;
- N - matriz de coeficientes de ordem (m x amb)relacionada com os parâmetros referentes às ambi-güidades;
- n - vetor de ordem (amb x 1) dos parâmetros re-ferentes às ambigüidades;
- DDv - vetor (m x 1) dos resíduos das DD.O processo de estimação das componentes
da linha de base pode ser realizado em quatro etapas(de Jonge & Tiberius, 1996):1) a estimação dos parâmetros reais, inclusive das
ambigüidades, que na literatura escrita em inglêsé denominada de solução float;
2) a estimação das ambigüidades inteiras;3) a validação da solução;4) cálculo da influência da injunção das ambigüida-
des inteiras nas componentes da linha de base,que na literatura inglesa é denominada de solu-ção fixed.
Em curtos intervalos de tempo de aquisiçãode dados, a estimativa das ambigüidades apresentabaixa precisão e forte correlação, o que dificulta suasolução. A correlação pode ser reduzida quando ageometria dos satélites se altera consideravelmente,o que demanda um longo intervalo de tempo deaquisição de dados, pois os satélites orbitam comvelocidade aproximada de 4 km/s à, aproximada-mente, 22.000 km de altura (Monico, 1996).
Visando reduzir o intervalo de tempo decoleta de dados e dar suporte às aplicaçõescinemáticas de precisão centimétrica em tempo real,a solução rápida das ambigüidades tornou-se objetode estudo e pesquisas realizadas em vários países,despertando o interesse tanto científico, quanto co-mercial.
O objetivo deste trabalho é investigar a so-lução das ambigüidades GPS no contexto de posi-
91
cionamento relativo cinemático de linhas de basecurtas com a utilização do software GPSeq.
Visando alcançar o objetivo proposto paraeste trabalho, apresenta-se, na seção 2, o controle dequalidade para a estimativa recursiva. Na seção 3,apresenta-se o modelo matemático funcional para oposicionamento relativo cinemático e o conceito deADOP (Ambiguity Dilution of Precision). Na seção4, apresenta-se o conceito de solução das ambigüi-dades, o método LAMBDA (Least squaresAMBiguity Decorrelation Aproach) e o controle dequalidade. Na seção 5, uma breve descrição dosoftware GPSeq é apresentada. A seção 6 descreveos experimentos, os resultados e análises. As con-clusões extraídas dos experimentos realizados sãoapresentadas na seção 7.
ESTIMAÇÃO RECURSIVA E CONTROLEDE QUALIDADE
A estimação recursiva por mínimos quadra-dos, ou Filtro de Kalman, possibilita atualizar umasolução com inserção de novas observações sem anecessidade de armazenar as observações anteriores.Para tanto, torna-se necessário dispor do vetor deestado e sua respectiva Matriz Variância eCovariância (MVC) no início do processo, os quaispodem ser calculados através do ajustamento tradi-cional, desde que haja observações suficientes(Monico, 2000). O controle de qualidade da estima-tiva recursiva pode ser executado em 3 etapas, cons-tituindo o processo conhecido como DIA (Detecção,Identificação e Adaptação).
Considerando um processo de estimaçãoenvolvendo k épocas, m observações a u incógnitas,sobre o qual formulam-se as hipóteses H0 e Ha, tem-se (Teunissen, 1998a):
H0: kkkk vXAL += (6)
Ha: kkkkk vcXAL +∇+= (7)
onde:- L - vetor da diferença entre as observações e as
observações calculadas em função dos parâmetrosaproximados;
- A - matriz de coeficientes;- X - vetor de correção aos parâmetros;- v - vetor dos resíduos;- ∇ - escalar desconhecido que representa a magni-
tude do erro;- c - um vetor (m x 1) conhecido, que representa o
tipo do erro, que no caso do GPS pode ser outlier
no código e perdas de ciclos na fase de batimentoda onda portadora.
Nas equações (6) e (7), a hipótese H0 consi-dera ausência de erro no modelo de observação,enquanto que a hipótese Ha considera que o modelode observação contenha erro.
Detecção
No estágio de detecção de erros testa-se omodelo de observação global, verificando a presen-ça de erros no conjunto de todas as observações. Aestatística utilizada para testar H0 contra Ha em umadeterminada época é dada por (Camargo, 1992):
kkvTk
kLOM vQvT 1−= (8)
onde Qv é a MVC dos resíduos.A estatística representada pela equação (8) é
denominada de Local Overall Model (LOM), a qualabrange todas as observações da época k, sendo,portanto, m-dimensional e local. Sobre H0,
kLOMT
segue a distribuição c2 (mk). A presença do erro édetectada quando a estatística k
LOMT exceder o valorda c2 a um determinado nível de significância a0.
O teste de detecção local pode ser insensívelcom relação aos erros globais não modelados, osquais podem ser detectados através de um teste deabrangência global. A estatística global para testar
kkH ,0
0 contra kkaH ,0 é dada por (Teunissen, 1998a):
∑=
−=k
kiiiv
Ti
kkGOM vQvT
0
1,0 (9)
A estatística representada pela equação (9) édenominada de Global Overall Model (GOM), aqual abrange todas as observações, desde a época k0
até a k. Sobre H0, kk
GOMT ,0 segue a distribuição c2
∑=
k
kiim
0
. O erro é detectado quando a estatística
kkGOMT ,0 exceder o valor da χ2.
Na detecção global podem-se utilizar dadosde todas as épocas, o que não é muito conveniente,pois ocorrerá atraso na detecção. Uma outra opçãoé utilizar uma janela móvel (Teunissen, 1998a).
Identificação
A identificação tem por objetivo localizar apossível fonte de erro responsável pela rejeição da
92
hipótese H0, sendo executado individualmente, paracada uma das observações envolvidas. A estatísticalocal para identificar a fonte de erro no modelo édada por (Teunissen, 1998a):
kkvTk
kkvTk
kcQc
vQct
1
1
−
−
= (10)
Se a hipótese H0 for atendida, tk terá distribui-ção normal com média 0. O erro é identificado quan-do a estatística tk exceder o valor da distribuiçãonormal a um determinado nível de significância a0.
Adaptação
Caso algum erro seja detectado e identifica-do, o modelo de observação deve ser adaptado paramanter a característica do filtro em proporcionarresultados ótimos. Na adaptação local, é possíveleliminar o efeito do erro sistemático no vetor deestado filtrado na mesma época em que tal efeito foidetectado e localizado. Neste caso, o vetor de estadoadaptado e sua respectiva MVC, para a época k, sãocalculados, respectivamente, através de (Teunissen,1998a):
kkkkka
kk cKxx ∇−= ˆˆˆ 0// e
Tk
Tkkkkk
ax
KccKxQQ kkk
2ˆ/ˆ
ˆ/ ∇
+= σ (11)
onde:
- 0kkx /ˆ - vetor inicial dos parâmetros aproximados da
época k;- Kk - matriz ganho de Kalman;
- k∇ - estimativa do erro identificado;
- kkxQ /ˆ - MVC dos parâmetros filtrados;
-2
k∇σ - variância de k∇ .
A estimativa e a variância do erro são calcu-ladas, respectivamente, através de (Teunissen,1998a):
kkv
Tkkk cQct 1/ˆ −=∇ e
kkvTkk cQc 12
ˆ/1 −
∇=σ (12)
POSICIONAMENTO RELATIVOCINEMÁTICO E DILUIÇÃO DA PRECISÃO
Posicionamento relativo cinemático
O posicionamento relativo cinemático tempor finalidade a determinação da trajetória do recep-tor móvel sobre as feições de interesse, a qual érepresentada por um conjunto de coordenadas paracada época de observação.
No que diz respeito à solução das ambigüi-dades, pode-se solucioná-las antes de iniciar o mo-vimento, ou estimá-las em conjunto com as compo-nentes da linha de base, por meio das observaçõescoletadas durante o percurso do receptor. Caso nãoocorra perda de ciclos, o vetor das ambigüidadesserá igual para todo o levantamento (Seeber, 1993).Considerando que foram observados dados durantek épocas, o modelo matemático funcional, dado pelaequação (5), linearizado para o segundo caso é dadopor:
=
n
b
b
b
B
NB
B
NB
B
NB
l
l
l
l
l
l
E
k
k
kDD
kDD
DD
DD
DD
DD
PDk
PD
PD
M
L
OL
O
L
L
L
M
2
1
2
2
1
1
000000
00
000
0000
0000
000
000
00000
2
2
1
1
φ
φ
φ
(13)onde:- i=1,2...,k - índice das épocas observadas;
-φDDl e
PDDDl - são os vetores das DD calculadas
em função dos parâmetros aproximados subtraídosdas DD observadas da fase de batimento da ondaportadora e da pseudodistância, respectivamente;
Observando-se a equação (13) nota-se que aestimação dos parâmetros pelo método recursivo éadequada, visto que um levantamento pode ser rea-lizado durante centenas ou milhares de épocas deaquisição de dados.
O posicionamento relativo cinemático podeser efetuado de duas maneiras distintas: pós-proces-
93
sado ou em tempo real (RTK - Real Time Kine-matic). O posicionamento pós-processado tem comodesvantagem o fato do usuário não saber os resulta-dos do levantamento até que estes sejam devida-mente processados. O posicionamento em temporeal apresenta algumas limitações, dentre elas, adificuldade na transmissão das observações(Langley, 1998). Neste trabalho, a ênfase é para oprimeiro caso.
Detalhes sobre o modelo matemático utiliza-do no processamento de dados coletados através deposicionamento relativo cinemático podem ser en-contrados em (Tiberius, 1998) e (Machado, 2001).
Diluição da precisão
A precisão dos parâmetros a serem estimadosno posicionamento com o NAVSTAR-GPS está rela-cionada com a precisão das observações (Obsσ ) ecom a configuração da geometria dos satélites envol-vidos no processo de estimação (Monico, 2000). Arelação entre Obsσ e a precisão dos parâmetros (xσ )é dada pelo DOP (Dilution of Precision), através daseguinte expressão (Seeber, 1993):
Obsx DOPσσ =ˆ (14)
Encontra-se na literatura diferentes designa-ções para o DOP, as quais estão relacionadas com osparâmetros a serem estimados. Como exemplo cita-seo HDOP, o VDOP e o PDOP, que estão relacionadoscom os parâmetros horizontais, vertical e de posiçãotridimensional, respectivamente (Monico, 2000). Noentanto, no caso específico deste trabalho há maiorinteresse em verificar a precisão com que as ambigüi-dades podem ser estimadas, sendo necessário apre-sentar o ADOP (Ambiguity DOP), que é definido, emnúmero de ciclos, por (Tiberius et al, 1997):
( ) amb
nQADOP1
ˆdet= (15)
onde:- amb - número de ambigüidades;
- nQ ˆ - MVC das ambigüidades reais.O ADOP apresenta a vantagem de não vari-
ar em toda classe de transformação das ambigüida-des, podendo ser calculado, também, através damédia geométrica dos desvios-padrão seqüenciaiscondicionados das ambigüidades. O sucesso na so-lução das ambigüidades pode ser esperado quando ovalor do ADOP for da ordem de poucos décimos deciclos, ou mesmo inferior (Tiberius et al, 1997).
SOLUÇÃO DA AMBIGÜIDADE ECONTROLE DE QUALIDADE
Solucionar as ambigüidades significa estimartais parâmetros como números inteiros, sendo o segun-do passo na estimação das componentes da linha debase. O processo de solução das ambigüidades divide-se em duas partes: a estimação, que visa calcular esti-mativas ótimas das ambigüidades, e a validação, quetem o objetivo de verificar se as estimativas podem seraceitas estatisticamente (Teunissen, 1998b).
Estimação
A solução das ambigüidades é estimada apartir do vetor das ambigüidades inteiras, n
( , queminimiza a seguinte expressão (Teunissen, 1998b):
( ) ( ) mínimonnQnn nT =−− − ˆˆ 1
ˆ (16)
A solução mais simples para a equação (16)seria arredondar o valor das ambigüidades para ointeiro mais próximo. No entanto, esse procedimen-
to produz a solução correta apenas se nQˆ for
diagonal. Neste caso, a solução seria dada por(Teunissen, 1998b).
( )∑ −=
amb
iiinii nnmínimo
1
2),(ˆ
2 /ˆ σ (17)
Com pequenos intervalos de tempo derastreio, nQˆ é bastante correlacionada, não sendodiagonal. Entretanto, a solução pode ser calculadaatravés da soma dos quadrados da função objetivose nQˆ for diagonalizada. Neste caso, uma estimaçãopor mínimos quadrado seqüencial condicionadapode ser aplicada. A estimativa pelos mínimos qua-drados da i-ésima ambigüidade condicionada àsambigüidades anteriores (I= 1,..., i-1) é dada por(Teunissen, 1998b):
( )jJjn
i
jnniIi nnnn
IiJjiˆˆˆˆ |
2ˆ
1
1ˆˆ| ||
−∑−= −−
=σσ (18)
onde:
-Jji nn |ˆˆσ é a covariância entre n i e n j|J ;
- J =1,..., j-1.Para possibilitar a utilização da equação
(18) no processo de estimação das ambigüidadestorna-se importante lembrar que a diferença ( )ii nn −ˆ
pode ser escrita como (Teunissen, 1995):
94
( ) ( )ndLnn ii −=− ˆˆ e Tn LDLQ =ˆ (19)
onde:
- ( )AMBambnnnd |1|21 ˆ,...,ˆ,ˆˆ = ;
- D = diag(...,2ˆ |Iinσ ,...) e
0 para 1≤ l < m ≤ amb- (L)lm = 1 para l = m
2ˆˆˆ || IiJji nnn σσ para 1≤ m < l ≤ amb
O problema de mínimos quadrados agorapode ser substituído por (Teunissen, 1995):
( )∑ −=
amb
iIiIiniIi nnmínimo
1
2)|,|(ˆ
2| /ˆ σ (20)
Espaço de procura
Ao invés da procura ser realizada em todo oconjunto dos números inteiros, pode-se utilizar umsubconjunto formado por todos os vetores que satis-fazem a seguinte inequação (Teunissen, 1998b):
( ) ( ) )(ˆˆ 21ˆ nnnQnn n
T χ≤−− − (21)
A inequação (21) representa um hiper-elipsóide de dimensão (amb), centrado em n , com-pondo o espaço de procura das ambigüidades. Aorientação e o achatamento desse hiper-elipsóideestão em função da nQˆ , enquanto que sua dimensãoestá em função do )(2 nχ . Duas maneiras de calcu-lar o valor de )(2 nχ são encontradas em de Jonge& Tiberius (1996). As bordas do espaço de procurapodem ser calculadas através de (Teunissen, 1995):
( ) 22ˆ
211 1
ˆ χσ nnn ≤−
( ) ( )[ ]2ˆ
211
22ˆ
221|2 11|2
/ˆˆ nn nnnn σχσ −−≤−
M
( ) ( )
−−≤− ∑
−
=− −
1
1
2ˆ
2|
22ˆ
21| |1|
/ˆˆˆˆamb
jnjJjnambambamb Jjambamb
nnnn σχσ
(22)
A performance dos algoritmos de procuratorna-se mais eficiente quanto menor a correlaçãoentre as ambigüidades. O caso ideal ocorre quando
nQˆ é diagonal, o que não ocorre com curtos inter-valos de tempo de rastreio (Teunissen, 1995).
Método LAMBDA
O método LAMBDA utiliza o Método dosMínimos Quadrados (MMQ) associado comalgoritmo de procura (Teunissen, 1993). Como apre-sentado anteriormente, os métodos de procura po-dem não ser eficientes quando nQˆ se apresentabastante correlacionada, o que é comum noposicionamento NAVSTAR-GPS com intervalos deaquisição de poucos segundos, dificultando a solu-ção rápida. Para reverter essa situação, o métodoLAMBDA aplica uma transformação no espaço dasambigüidades originais, cujo objetivo é decorrela-cionar nQˆ . As ambigüidades transformadas e suaMVC podem ser escritas, respectivamente, como(de Jonge & Tiberius, 1996):
nZn TZ ˆˆ = e ZQZQ n
TnZ ˆˆ = (23)
onde TZ é a matriz de transformação.A matriz Z deve atender duas condições: os
elementos que a compõem e sua inversa devem sernúmeros inteiros e deve ser garantido que a transfor-mação preserve o volume do hiper-elipsóide do es-paço de procura (Teunissen, 1998b). Ao invés deaplicar a matriz Z inteira, pode-se aplicar umaseqüência de transformações de Gauss 2-d, dada por(de Jonge & Tiberius, 1996):
=
1
01
αGauss (24)
Para obter total decorrelação, o valor de adeve ser igual à l i+1,i. Porém, geralmente isso nãoresulta numa matriz composta por números inteiros.Então, utiliza-se [l i+1,i], onde [.] retorna o inteiromais próximo. Essa transformação resulta num con-junto de ambigüidades com menor correlação e commenor desvio-padrão (de Jonge & Tiberius, 1996).
A solução das ambigüidades no novo espaçoé calculada através do MMQ seqüencial condiciona-do e a equação (16) pode ser substituída por:
min)ˆ()ˆ( 1ˆ =−− −
ZZnT
ZZ nnQnnZ
(25)
Por fim, após a procura, quando a solução écalculada, a transformação inversa é aplicada, a qualconverterá o resultado para o espaço original.
95
Validação da solução da ambigüidade
A validação da solução da ambigüidadepode ser dividida em duas etapas: o teste de aceita-ção e o teste de discriminação. O teste de aceitaçãovisa verificar a compatibilidade entre cada vetor quesatisfaz as bordas do espaço de procura com asobservações GPS, sendo dado por (Teunissen,1998b):
( ) ( ) ),(/ˆˆ 20
1ˆ ∞<−− − ambFambnnQnn n
Tασ((
(26)
onde:- n( - vetor das ambigüidades estimadas (inteiras -fixed);
- 20σ - unidade de variância das ambigüidades a
priori;- Fa(amb,∞) - valor da distribuição F, a um nível de
significância a, com grau de liberdade do numera-dor igual a amb e, do denominador igual a ∞.
O teste de discriminação consiste em verifi-car o quanto o vetor das ambigüidades (1n
() que
produz a menor unidade de variância a posteriori édiferente do vetor (2n
() que produz a segunda me-
nor. Um dos testes de discriminação mais conhecidoe utilizado é o teste ratio, o qual consiste na razãoentre a unidade de variância a posteriori de 2n
( e
1n(
, ou seja (Teunissen, 1998b):
Ω2/Ω1 > er (27)
onde:- Ω2 e Ω1 representam a forma quadrática, (Eq. 16),
para 2n(
e 1n(
, respectivamente;
- er é um valor crítico (er > 1) que pode ser definidoempiricamente.
Embora alguns autores assumam que o testeda equação (27) tenha distribuição F, isso não repre-senta a realidade, pois Ω1 e Ω2 não são estatistica-mente independentes (Teunissen, 1998b).
Outro teste de discriminação proposto édado pela diferença entre Ω1 e Ω2, o qual é dado por(Tiberius & de Jonge, 1995):
∆Ω = Ω2 - Ω1 > e∆ (28)
onde:- e∆ é o valor crítico, determinado empiricamente.
Está implícito no teste da equação (28) quea discriminação entre as ambigüidades é assumidasuficiente quando a distância entre 2n
( e n for su-
ficientemente maior que a distância entre 1n(
e n .Testes preliminares mostraram que o valor de e∆
pode ser 15, com sete satélites sendo rastreados(Tiberius & de Jonge, 1995).
O SOFTWARE GPSEQ
O GPSeq é um software para processamentode dados oriundos de posicionamento relativo delinhas de base curtas com o NAVSTAR-GPS. Inici-almente o software utilizava o método seqüencialpara solucionar as ambigüidades, atendendo apenasaplicações estáticas (Monico, 1992). Posteriormen-te, foi modificado, incluindo a solução rápida dasambigüidades das DD utilizando o métodoLAMBDA (Machado, 1998). Numa recente contri-buição, uma estratégia de processamento que permi-te a utilização do GPSeq para processamento dedados coletados através de posicionamento cinemá-tico e estático foi implementada. O controle de qua-lidade das estimativas do ajustamento recursivo,solução float, pelo processo DIA também foiimplementado (Machado, 2001).
O software processa dados da portadora L1(fase e código) no formato RINEX 2. A soluçãofloat é estimada através do ajustamento pelo MMQrecursivo. A estratégia adotada para solução dasambigüidades foi a utilização da solução float daúltima época como entrada para o LAMBDA. Apóssolucionar as ambigüidades, o processo retorna aoinício. Nessa etapa do processamento, as ambigüida-des são introduzidas como constantes no modelomatemático funcional, restando apenas os trêsparâmetros referentes às componentes da linha debase. Neste caso, o modelo dado pela equação (5) ésubstituído por:
DDDD vBbNnl +=− (29)
Com esse procedimento, a probabilidade desolucionar as ambigüidades corretamente aumentae, por conseqüência, as coordenadas de todos ospontos do percurso rastreado podem ser estimadascom alta precisão, inclusive os do início do levanta-mento.
EXPERIMENTOS: COLETA DE DADOS,PROCESSAMENTO E ANÁLISE
Foram realizados dois experimentos para in-vestigar a solução das ambigüidades no posicio-namento relativo cinemático com o software GPSeq,que faz uso do método LAMBDA para a soluçãorápida das ambigüidades. Para permitir uma verifica-
96
ção dos resultados provenientes da implementaçãorealizada no software GPSeq, estes foram compara-dos com os resultados do software RelianceProcessor, versão 3.13, da Ashtech, desenvolvidopela Magellan Corporation. Este último foi utilizadona comparação por se tratar do sotware que acompa-nha o receptor utilizado nos levantamentos.
Os levantamentos foram realizados na cida-de de Presidente Prudente, que está localizada naregião oeste do Estado de São Paulo. Na execuçãodos levantamentos foram utilizados os receptoresGPS ZXII e Reliance, da Ashtech, os quais armaze-nam dados de dupla e simples freqüência, respecti-vamente. Dois levantamentos foram realizados, cujamáscara de elevação foi de 15º para o receptormóvel Reliance e 10º para o receptor base ZXII.Utilizou-se intervalo de coleta de 1 segundo.
O primeiro levantamento foi realizado nodia 30 abril de 2000, o qual teve duração de 70minutos. O receptor móvel foi instalado em umveículo que se deslocou com velocidade média deaproximadamente 7,0 m/s. Nesse caso, o compri-mento da linha de base variou de 3,0 km a aproxi-madamente 6,0 km. Para possibilitar uma análisesobre a influência do comprimento da linha de basena solução das ambigüidades, esse levantamento foidividido em quatro linhas de base. Os dados dosegundo levantamento foram coletados no dia 09 demaio de 2001 e sua duração foi de 45 minutos. Avelocidade média do deslocamento do receptor mó-vel foi de 0,8 m/s. Este levantamento foi divididoem dois, cujo comprimento das linhas de base va-riou de 79,0 m a 123,0 m, em média. O número desatélites rastreados e o comprimento das linhas debase processadas para ambos os dias podem ser vis-tos na figura 1, onde as linhas de base 1 e 2 sereferem ao segundo levantamento e as demais, doprimeiro.
Como pode ser visto na figura 1, os levan-tamentos foram realizados com número de satélites
que variou de 5 a 9, o que deve proporcionar umaboa geometria. Além disso, as linhas de base pro-cessadas são todas curtas, pois não ultrapassam de6,0 km. Espera-se que os efeitos sistemáticos sejamquase que totalmente eliminados no processo dediferenciação das observáveis.
Analisou-se, também, o número mínimo deépocas de coleta necessário para o software GPSeqsolucionar as ambigüidades corretamente. Para tal,utilizou-se os dados de todas as épocas para estimaro vetor das ambigüidades assumido como correto.Em seguida, processou-se os dados novamente everificou-se a época em que a solução correta ocor-reu. A figura 2 mostra o intervalo de tempo mínimode coleta de dados para o GPSeq solucionar asambigüidades das linhas de base processadas.
Como pode ser visto na figura 2, o softwareGPSeq solucionou as ambigüidades num intervalode tempo consideravelmente pequeno, variando deaproximadamente 0,5 minuto a 9,2 minutos, nomelhor e no pior caso, respectivamente. O menorintervalo de tempo para solucionar as ambigüidadesocorreu na linha de base 3. Isto pode ser explicadopor ela ter sido levantada num período em que 9satélites estavam sendo rastreados. Verifica-se, tam-bém, que as linhas de base 1 e 2 necessitaram demaior quantidade de dados para solucionar as ambi-güidades, mesmo sendo as linhas de base com me-nores comprimentos. Isto pode ter ocorrido devidoao número de satélites rastreados ser menor do quedas outras linhas de base processadas, mostrando aimportância de se ter redundância de observaçõespara solucionar as ambigüidades.
No que diz respeito à solução das ambigüi-dades, é conveniente analisar o ADOP, pois seuvalor possibilita verificar com qual precisão a geo-metria dos satélites permite que o vetor das ambi-güidades seja estimado. A figura 3 mostra os valoresdo ADOP no processamento das linhas de base pro-cessadas no instante em que as DD de ambigüidadesforam solucionadas.
Linh
as d
e ba
se
Comprimento (km)
Número desatélites
888956
0 1 2 3 4 5 6
5
3
1
Figura 1 - Número de satélites e comprimento médio das linhas de base.
Inte
rval
o de
tem
po(m
in)
Linhas de base
3.15
1 2 3 4 5 6
10
8
6
4
2
0
0.53
9.15
1.262.28 1.88
Figura 2 - Intervalos de tempo para solução das ambigüidades.
97
Os resultados apresentados na figura 3 mos-tram que os valores de ADOP variam de 0,03 a 0,09,o que representa boas condições para se solucionaras ambigüidades. Verifica-se, também, que o valordo ADOP está relacionado com o número de satéli-tes observados e o intervalo de duração do rastreio.Os piores resultados são referentes às linhas de base1 e 3. No caso da linha de base 1, a geometria dossatélites é menos favorável, como citado anterior-mente. No caso da linha de base 3, o valor mais altopara o ADOP está relacionado com o pequeno inter-valo de duração do rastreio.
Como esses dados foram coletados no iníciode 2001, período em que a atmosfera apresentou altaatividade ionosférica, devido ao período de máximaatividade solar do ciclo número 23, decidiu-se veri-ficar a qualidade das observações através da estatís-tica GOM, a qual pode ser vista na figura 4.
Verifica-se, a partir da figura 4, que a esta-tística GOM das linhas de base 1 e 2 são as meno-res, mostrando que os efeitos sistemáticos foramsuficientemente minimizados pelo processo de dife-renciação. Ressalta-se, também, que este levanta-mento foi realizado num campo aberto, com poucaprobabilidade de ocorrer multicaminho. As linhasde base de 3 a 6 apresentaram os maiores valorespara a estatística GOM. Isto está associado aos com-primentos destas linhas de base, que são, significa-tivamente, maiores do que os das linhas de base 1 e
2. Por isto, os efeitos atmosféricos não são minimi-zados com a mesma eficiência, resultando numaobservação mais afetada por tais efeitos. Além dis-so, ressalta-se que o meio onde este último levanta-mento foi realizado é mais propenso a multicami-nho, pois ocorreu numa via pública, com tráfego deoutros veículos.
No que diz respeito à qualidade das coorde-nadas, calculou-se as diferenças entre as coordenadascalculadas pelos softwares Reliance e GPSeq no ins-tante da solução das ambigüidades (Fig. 2). As dife-renças máximas e mínimas das coordenadas, bemcomo o Erro Médio Quadrático (EMQ) das diferen-ças podem ser vistas podem ser vistas na figura 5.
Observa-se que a maior discrepância ocor-reu na coordenada h, com -7,0 cm. Nas coordenadashorizontais E e N foram de -2,3 cm e -2,0 cm, res-pectivamente. Isto mostra que, nos piores casos, adiscrepância entre as soluções é da ordem centimé-trica. Percebe-se, através do EMQ, que a soluçãoproporcionada pelo GPSeq está compatível com asolução do Reliance no nível de aproximadamente2,0cm. Nos melhores casos, não houve discrepânciaem nenhuma das coordenadas.
Embora nenhum controle de qualidade esta-tístico para a solução das ambigüidades tenha sidoefetivamente implementado no software GPSeq, umestudo inicial foi realizado acerca do teste ratio noprocessamento dos dados coletados. A figura 6apresenta os valores da estatística ratio para as li-nhas de base processadas no momento em que asambigüidades foram solucionadas. A figura 7 apre-senta o comportamento temporal da estatística ratio.No processamento das linhas de base 1 e 2 conside-rou-se dados de 750 épocas, com taxa de coleta de1 s, pois tais linhas de base necessitaram de maiorquantidade de dados para solucionar as ambigüida-des. Para as demais linhas de base, processaram-sedados de 400 épocas.
0.09
0.04
0.07
0.050.04
0.03
Linhas de base
AD
OP
(ci
clos
)
1 2 3 4 5 6
0.1
0.08
0.06
0.04
0.02
0
Figura 3 - ADOP.
0.76 0.81
3.452.7
5.25
2.85
Linhas de base
Est
atís
tica
(GO
M)
1 2 3 4 5 6
6
5
43210
Figura 4 - Estatística GOM.
-2.3-2
-7
0.6 0.41.8
Máx EMQ Min
Dife
renç
as (
cm)
E N h E N h E N h
1086420
-2-4-6-8
0 00
Figura 5 - Diferenças das coordenadas GPSeq x Reliance.
98
Muito embora as ambigüidades tenham sidosolucionadas corretamente, verifica-se, a partir dafigura 6, que o valor da estatística ratio das linhasde base processadas é muito próximo de 1,0, o quetem como conseqüência a rejeição do teste de discri-minação entre o vetor que proporcionou a menor ea segunda menor unidade de peso a posteriori.
A partir da figura 7, observa-se que o com-portamento da estatística ratio para as linhas debase 1 e 2 é melhor do que para as linhas de baserestantes, muito embora apresente, em algumas épo-cas, pontos de mínimo que quase tocam o eixo X dográfico. Além disso, o comportamento do ratio paraas linhas de base 1 e 2 apresenta uma curva ascen-dente após a época 600, mostrando que a quantidadede dados processados, neste caso, pode trazer segu-rança estatística no momento de se aceitar a solu-ção. O comportamento dessa quantidade para asdemais linhas de base não apresentou resultadossatisfatórios. Isso pode estar relacionado com a qua-lidade das observações, pois essas linhas de baseapresentaram o valor da estatística GOM maiores doque as linhas de base 1 e 2.
Analisou-se, em paralelo à estatística ratio, ovalor da diferença entre a forma quadrática do vetordos resíduos que proporcionou a melhor unidade depeso a posteriori e a do vetor que proporcionou asegunda melhor, denominado, neste trabalho, de DW.Os valores de DW, no momento em que a solução dasambigüidades ocorreu, e seus comportamentos po-dem ser vistos nas figuras 8 e 9, respectivamente.
A partir da figura 8, verifica-se que, salvo alinha de base 5, os valores de ∆Ω são pequenos, oque, teoricamente, significa que não há indícios es-tatísticos para aceitar o teste de discriminação dosvetores das ambigüidades.
Observa-se, a partir da figura 9, que o com-portamento da estatística ∆Ω é similar à da ratio.No entanto, o seu valor é aceitável após a época100, na maioria dos casos. Para as linhas de base 1e 2, o seu comportamento se apresentou parecidocom o comportamento da ratio.
COMENTÁRIOS E CONCLUSÕES
No presente trabalho, mostrou-se o conceitode solução das ambigüidades, do ADOP e doposicionamento relativo cinemático, bem como os
1.01 1.011 1.01 1.01 1.01
Linhas de base
Rat
io
1 2 3 4 5 6
2
1.8
1.6
1.4
1.2
1
Figura 6 - Estatística ratio.
Figura 7 - Comportamento temporal da estatística ratio.
1.33
10.78
0.16
9.33
30.34
5.36
Linhas de base
∆Ω
1 2 3 4 5 6
40
30
20
10
0
Figura 8 - Estatística delta-omega.
LB-1
LB-2
LB-3
LB-4
LB-5
LB-6
Épocas de 1s
Rat
io
0 200 400 600 800
4,0
3,5
3,0
2,5
2,0
1,5
1,0 LB-1LB-2LB-3LB-4LB-5LB-6
Épocas de 1s
∆Ω
0 200 400 600 800
1200
1000
800
600
400
200
0
Figura 9 - Comportamento temporal da estatística delta-omega.
99
resultados dos softwares GPSeq e Reliance, noprocessamento de dados coletados em linhas de basecurtas. No software GPSeq, o controle de qualidadeda solução float está sendo realizado pelo processoDIA, cuja teoria também foi apresentada.
No que diz respeito à quantidade de dadosnecessária para solucionar as ambigüidades, conclui-se que o software GPSeq é capaz de solucionar asambigüidades corretamente em intervalos de tempopequenos, variando de 0,53 a 9,15 minutos, para omelhor e o pior caso, respectivamente. Além disso,verifica-se que no processamento de dados coletadosem linhas de base curtas a quantidade de satélitesexerce um papel fundamental no êxito de se solucio-nar as ambigüidades em curtos intervalos de tempo.Quanto à qualidade das coordenadas, os experimen-tos realizados mostram que a solução adotada pelosoftware GPSeq apresenta-se compatível na ordem decentímetros com o software Relience (Fig. 5).
Com relação ao controle de qualidade da solu-ção das ambigüidades, verificou-se que os testes dediscriminação das ambigüidades ratio e DW não apre-sentaram resultados satisfatórios para as condições delimite mínimo de tempo de rastreio para as linhas debase processadas. A partir da análise dos comporta-mentos temporais destas estatísticas, verifica-se que,para o processamento de dados coleta-dos a partir deposicionamento relativo cinemático, essas estatísticasnão apresentaram, na maioria dos casos, bons resulta-dos com o aumento da quantidade de dados. Ressalta-se que é importante que a solução da ambigüidadeesteja baseada em elementos estatísticos.
Agradecimentos - Os autores gostariam de externar os mais sincerosagradecimentos a todos que contribuíram na realização deste trabalho,em especial à CAPES, pelo apoio financeiro no desenvolvimento doprojeto de mestrado do primeiro autor, à FAPESP, por possibilitar aaquisição dos receptores GPS através do financiamento do projetoJovem Pesquisador para o segundo autor - FAPESP (1995/08775-1),ao professor Paulo de Oliveira Camargo e aos amigos Eugênio FerreiraTaira, Rodrigo Dainez, Rodrigo Bezerra e Jardel Aparecido Fazan.
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