Sensoriamento Remoto e Georradar aplicados à Caracterização de ...

GRAVEL ISSN 1678-5975 Novembro - 2014 V. 12 – nº 1 15-39 Porto Alegre

Sensoriamento Remoto e Georradar aplicados à Caracterização de

Sistemas Deposicionais Eólicos Costeiros (Uma Revisão)

Rockett, G.C. 1

1 Universidade Federal do Rio Grande do Sul, Instituto de Geociências – Professora Substituta do

Departamento de Geodésia e Aluna de Doutorado do Programa de Pós-Graduação em Geociências.

Endereço para correspondência: Av. Bento Gonçalves, 9500 Prédio 43125 (CECO), Sala 209, Bairro

Agronomia, 91500-070 - Porto Alegre, RS – Brasil. E-mail: [email protected].

Recebido em 01 de setembro de 2014; aceito em 29 de outubro de 2014.

RESUMO

Este artigo faz uma revisão acerca das ferramentas de aquisição indireta de

dados em superfície e em subsuperfície, para fins de caracterização de regiões

costeiras, com ênfase no sistema eólico. O transporte de partículas pela ação dos

ventos e sua posterior deposição deixam marcas geológicas nos depósitos resultantes,

sendo que sua disposição interna reflete os processos deposicionais da parte externa.

O Sensoriamento Remoto e o Georradar constituem ferramentas que se utilizam de

métodos não invasivos para a aquisição de dados de superfície e de subsuperfície,

dando subsídios para a caracterização geomorfológica e estratigráfica,

respectivamente, de diferentes sistemas deposicionais, inclusive do sistema eólico. As

duas ferramentas baseiam-se na aquisição e no registro da energia eletromagnética

refletida ou transmitida pelos alvos, a qual é, posteriormente, processada e interpretada

para extração das informações. De acordo com estudos realizados recentemente,

percebemos que os dois métodos são eficientes e se complementam no estudo dos

sistemas deposicionais eólicos costeiros.

ABSTRACT

This article is a review on indirect data acquisition tools in Earth surface and

subsurface, for characterization of coastal regions, with emphasis on aeolian

depositional system. The transport of particles by the wind and its subsequent

deposition leave marks on the resulting geological deposits, and its internal layout

reflects depositional processes outside. Remote Sensing and Ground Penetrating

Radar (GPR) are tools which use non-invasive methods for acquiring data from Earth

surface and subsurface, giving subsidies to geomorphological and stratigraphic

characterization, respectively, of different depositional systems, including aeolian

system. Both tools are based on the acquisition and recording of electromagnetic

energy reflected or transmitted by the target, which is subsequently processed and

interpreted to extract the information. According to recent studies, we realized that

both methods are effective and complement the study of coastal aeolian depositional

systems.

Palavras chave: Dunas, Geomorfologia, Estratigrafia.

Sensoriamento Remoto e Georradar aplicados à Caracterização de Sistemas Eólicos Costeiros (Uma Revisão)

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INTRODUÇÃO

Diversos métodos de investigação são

aplicados em estudos na região costeira, tanto

para caracterização em superfície quanto em

subsuperfície. Em alguns casos, métodos

invasivos de investigação não podem ser

realizados, devido a questões ambientais de

conservação ou mesmo devido à impossibilidade

financeira e logística para aquisição de dados em

grandes áreas.

Avanços tecnológicos das últimas décadas

contribuíram para a facilidade e eficácia das

investigações/pesquisas em diversas áreas do

conhecimento. O Sensoriamento Remoto e o

Georradar são ferramentas para aquisição de

dados indiretos, baseados no registro da energia

eletromagnética refletida/transmitida pelos alvos

em superfície e subsuperfície, respectivamente.

Ambos possuem as vantagens de serem métodos

não invasivos, a rápida aquisição dos dados e a

possibilidade de análise de amplas áreas.

O Sensoriamento Remoto baseia-se na

captação, por meio do uso de sensores, da

radiação eletromagnética emitida ou refletida

pelos alvos na superfície terrestre. A energia

eletromagnética é registrada e, após, processada e

interpretada conforme os comprimentos de

ondas, que fornecem informações sobre a

composição química e mineral dos materiais em

superfície, bem como a quantidade de matéria

orgânica e umidade do solo.

O Georradar também baseia-se da emissão e

detecção de radiação eletromagnética. Essa

propagação é facilitada quando feita em solos

arenosos, sendo assim, é possível analisar com

maior clareza as estruturas sedimentares internas

e a geometria dos sistemas eólicos costeiros.

Esta monografia busca fazer uma revisão

acerca do Sensoriamento Remoto e do Georradar

e suas utilizações para a caracterização do

sistema eólico costeiro.

SISTEMA EÓLICO COSTEIRO

O transporte de grãos de areia pela ação eólica

se dá através de três mecanismos: suspensão,

saltação e arrasto (Fig. 1), os quais dependem do

tamanho de grão e da velocidade do vento. Para

uma mesma velocidade de vento, quanto maior a

partícula, menor será o seu deslocamento. Quanto

maior a velocidade da massa de ar, maior a

competência de transporte da mesma (Tab. 1).

Figura 1. Deslocamento de grãos por suspensão e saltação (modificado de Bagnold, 1941).

A suspensão ocorre pela presença de

turbulência eólica, e limita-se ao transporte de

grão com pequeno diâmetro (areia muito fina,

silte e argila). A capacidade de movimentar os

grãos muito pequenos quando a velocidade do

mesmo exceder a velocidade de assentamento

destes grãos. A saltação é um mecanismo de

transporte no qual o grão se desloca por meio de

pequenos saltos, através da suspensão temporária

do grão em trajetória elíptica. A “nuvem” de

grãos em saltação não é contínua nem regular, e

ocorre em massas distintas que ora se deslocam,

ora se depositam. As flutuações que ocorrem se

devem à estrutura turbulenta da camada de ar em

movimento próximo à superfície e também às

interferências existentes entre as partículas em

colisão (Carter, 1988). As partículas tamanho

areia são particularmente importantes, pois

constituem diferentes feições eólicas do tipo

dunas (desérticas e costeiras). Já o mecanismo de

arrasto, ocorre quando um grão, ao retornar à

superfície após o “salto”, colide com outro grão

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maior o qual não consegue saltar (devido ao seu

diâmetro e peso), então é empurrado para frente

por rastejamento (arrasto). É comum que grãos

com diâmetros superiores a 0,5 mm (areia grossa,

areia muito grossa, cascalhos e seixos) se

desloquem por este processo. Estudos em áreas

costeiras demonstram que, para os tamanhos de

grãos de areia normalmente encontrados nas

praias e dunas costeiras, a velocidade crítica de

cisalhamento é próxima de 18 cm/s (medida a 1

m de altura com velocidade de 5 m/s), segundo

Bagnold (1941). Este valor pode ser modificado,

como por exemplo, com o aumento da umidade e

salinidade, os quais aumentam a coesão entre os

grãos.

Tabela 1. Diâmetro máximo de partículas movimentadas pelo vento, para partículas de quartzo (peso específico =

2,65 g/cm³). Modificado de Sígolo (2003).

Velocidade do vento

(km/h)

Diâmetro máximo

movimentado (mm)

Classificação

(Wentworth, 1992)

1,8 0,04 Argila, Silte

11 0,25 Areia Fina

32 0,75 Areia Grossa

47 1,00 Areia Grossa

Furacão 10 Cascalho

O transporte e a deposição de sedimentos pela

ação eólica formam registros geológicos

peculiares, que são testemunhos desta atividade

no tempo geológico. Dentre os principais

registros eólicos existentes, as dunas são feições

comumente encontradas em desertos e na zona

costeira. As dunas costeiras são feições

geomorfológicas que se formam em locais em

que há disponibilidade de sedimentos arenosos de

granulometria fina e ventos com velocidade

adequadas para o transporte eólico (Carter, 1988).

Segundo Muehe (2012), as condições para

formação de dunas são mais frequentemente

encontradas em praias dissipativas e

intermediárias. Segundo Hesp (2000), fatores

como largura de praia, tipo de praia e zona de

surf, tamanho de grão e ação de ondas também

são importantes na formação das dunas costeiras.

As dunas costeiras podem se formar em qualquer

zona climática, e mesmo as regiões tropicais

úmidas possuem extensos sistemas de dunas

(Pye, 1983).

As dunas são formas deposicionais eólicas

formadas geralmente por grãos minerais de

quartzo (SiO2) tamanho areia e podem incluir

outros minerais como feldspatos, augita,

hornblendas, titanomagnetita e fragmentos de

conchas calcáreas (Hesp, 2000). A composição

mineralógica da areia costeira depende da rocha-

mãe, da qual os grãos foram originados. Areias

médias, grossas e muito grossas possuem grãos

com diâmetros entre 0,25 e 2,0 mm, e areias finas

e muito finas entre 0,06 e 0,25 mm (escala de

Wentworth, 1922).

No processo de formação da duna, os grãos de

areia (geralmente grãos de quartzo) se agrupam

de acordo com o sentido preferencial do vento,

formando acumulações. A face da duna que

recebe o vento (barlavento) possui baixa

inclinação, entre 5º e 15º, enquanto que a face

protegida do vento (sotavento) possui inclinação

maior (é muito mais íngreme), entre 20º e 35º,

gerando uma forma assimétrica devido à ação da

gravidade sobre a acumulação de areia solta.

Quando a areia depositada excede um

determinado ângulo (próximo ao chamado

“ângulo de repouso”, aproximadamente 30º,

dependendo do grau de coesão entre os grãos), a

força da gravidade supera o ângulo de atrito entre

os grãos fazendo com que os mesmos rolem

declive abaixo. Nas dunas vegetadas (fixas) a

areia se deposita em camadas que acompanham o

perfil da duna, já nas dunas migratórias a

deposição fica registrada na forma de leitos com

mergulho próximo da inclinação do sotavento.

O registro destes depósitos pode ser

identificado em superfície (Geomorfologia),

como também em subsuperfície (Estratigrafia),

conforme será abordado a seguir.


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Geomorfologia do Sistema Eólico Costeiro

A Geomorfologia é a ciência que estuda as

formas de relevo, incluindo sua descrição e

gênese. As formas de relevo são o produto final

resultando de interações dos agentes superficiais

naturais e os atributos da rocha. A morfologia de

uma duna é largamente controlada pelo clima, e

três parâmetros podem ser destacados para a sua

formação: (i) a velocidade e variação do rumo do

vento predominante, (ii) as características da

superfície percorrida pelas areias transportadas

pelo vento e (iii) a quantidade de areia disponível

para a formação das dunas (Sígolo, 2003). A

morfologia de dunas é relativamente ampla, e

diversas classificações e definições já foram

propostas, inicialmente para dunas desérticas e

posteriormente – a partir da década de 80 – para

dunas costeiras (ex.: Short & Hesp, 1982; Hesp,

1983; Carter, 1988; Goldsmith, 1985; Giannini et

al., 2005; entre outros). As classificações para

dunas costeiras, em geral, consideram a presença

ou não de vegetação (que vai determinar a

mobilidade/imobilidade da duna). Segundo Hesp

(2000), existem quatro tipos principais de dunas

costeiras (Fig. 2):

Dunas Frontais (foredunes): se originam

próximas à praia, paralelamente à linha de costa.

Consistem em acumulações de areia eólica em

meio à vegetação (Hesp, 1999). Também são

chamadas de “dunas pioneiras”, “dunas

primárias” e “dunas embrionárias”. As dunas

frontais podem ser de dois tipos: incipientes

(aquelas recém desenvolvidas pela deposição de

areia eólica em meio à vegetação pioneira) e

estabilizadas (se desenvolvem a partir de dunas

frontais incipientes e se distinguem pelo

desenvolvimento de espécies de plantas

intermediárias e lenhosas e pela sua maior

complexidade de forma, altura e largura) segundo

Hesp (2000).

Rupturas de deflação (blowouts): constituem

feições erosivo-deposicionais (mistas), formadas

pela erosão eólica de depósitos arenosos pré-

existentes e sua posterior deposição a sotavento.

Sua morfologia é caracterizada por uma bacia de

deflação (erosional) ou depressão/cavidade,

delimitada por paredes erosivas laterais e um lobo

deposicional a sotavento (Hesp, 2000). As formas

dos blowouts podem variar bastante, os tipos de

“depressão” (trough blowouts) e de “pires”

(saucer blowouts) englobam a maioria das formas

das rupturas de deflação.

Dunas parabólicas (parabolic dunes):

caracterizam-se por apresentar geometria em

forma de U, descrevendo uma parábola ou um U

invertido. A porção côncava da duna está sempre

voltada para barlavento, sendo que o “nariz” da

duna avança (com inclinações entre 30-33º)

concordante com a direção do vento deixando

rastros lineares de areia em forma de

“braço/alongamento” em ambos os lados do

corredor de vento/eixo escavado pela deflação

(Hesp, 2000; Bird, 2008).

Figura 2. Duna frontal estabilizada, ruptura de deflação (adaptado de Hesp, 2000), e dunas parabólica (adaptado

de McKee, 1979). Setas indicam a direção do vento.

Campos de dunas transgressivos

(transgressive dunefileds): consistem em

depósitos eólicos relativamente de grande escala

formados pelo movimento ou transgressão dos

sedimentos sobre áreas vegetadas ou semi-

vegetadas. São também chamados de dunas

móveis, deriva de areia (sand drifts) e dunas

migratórias. Os campos de dunas transgressivos

podem ser livres, semi-vegetados ou

completamente vegetados (neste caso, campo de

dunas relíquias/estabilizados). Um campo de

dunas transgressivo ativo consiste num campo de

dunas com ausência ou presença parcial de

vegetação, com uma “face de escorregamento”

(slipface1 ou precipitation ridge 2) longa e, às

vezes, sinuosa voltada para o continente. Uma

bacia de deflação ao longo da costa ou uma série

contínua de depressões de erosão eólica (slacks)

podem ser encontradas a barlavento. O campo de

dunas transgressivo pode ser constituído por uma

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variedade de tipos de dunas, desde simples dunas

transversais (dunas formadas perpendicularmente

à direção do vento, com crista linear retilínea) até

formas complexas de dunas. Planícies de

deflação, bacias e depressões eólicas estão

comumente presentes na margem voltada para o

mar. Algumas formas peculiares são encontradas

nas planícies de deflação, como as coppice dunes

isoladas – formadas no interior da vegetação – e

as shadow dunes – dunas piramidais formadas a

sotavento da vegetação (Hesp, 2000).

Evolução das dunas

Conforme citado anteriormente, a presença de

vegetação costeira favorece a estabilização das

dunas, propiciando maior crescimento vertical e

menor mobilidade horizontal. É possível a

evolução de um tipo de duna para outro,

conforme o passar do tempo e do local de

deposição, relacionados a variações da taxa de

aporte de sedimentos e a taxa de crescimento da

vegetação (Giannini & Santos, 1994; Bird, 2008).

Dunas costeiras estabilizadas pela vegetação

podem ser erodidas posteriormente e

retrabalhadas pelo vento nas áreas em que a

vegetação se tornou mais fraca ou foi removida,

e assim voltam a se tornar corpos de areia móveis

(Bird, 2008). A Figura 3 apresenta

esquematicamente o desenvolvimento de

rupturas de deflação em dunas frontais, e o seu

posterior desenvolvimento para dunas

parabólicas ou dunas transgressivas.

As dunas parabólicas também podem se

desenvolver a partir de lençóis de areias

transgressivos e campos de dunas. Em campos de

dunas transgressivos, o desenvolvimento de

dunas parabólicas se dá quando o campo está se

estabilizando e sendo revegetado (Hesp, 2000).

Figura 3. Vista em planta de exemplos de evolução de um tipo de duna para outro: Desenvolvimento de rupturas

de deflação (blowouts) em dunas frontais, e o seu posterior desenvolvimento para dunas parabólicas

ou dunas transgressivas. O eixo do blowout ou da duna parabólica corre paralelo à resultante do vento

(Traduzido de Bird, 2008).

ESTRATIGRAFIA DO SISTEMA EÓLICO

Ao mesmo tempo que as dunas são feições

eólicas do relevo, as quais podem ser vistas

externamente, o processo de deposição de grãos

deixa registros em subsuperície (estratos), os

quais compõem o pacote sedimentar (a

estratigrafia) deste sistema deposicional. A ação

do vento condiciona a organização dos

sedimentos arenosos, produzindo estruturas

sedimentares peculiares.

A organização interna das dunas reflete os

processos deposicionais existentes na sua porção

externa. Assim, é possível o reconhecimento da

natureza dos estratos internos de uma duna

através da associação direta com os diferentes

processos deposicionais que podem ser

observados em operação junto a sua superfície

externa (Tomazelli, 1990). Segundo Kocurek

(1991), os depósitos eólicos apresentam três

principais componentes: tipos de estratificações,

conjuntos de estratificações cruzadas e

superfícies limitantes, os quais serão aqui

descritos com base em Scherer (1996).


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Tipos de Estratificações

Os estratos cruzados que compõem uma duna

eólica são caracterizados por três principais tipos

de depósitos (Hunter, 1977), os quais são

resultado dos processos superficiais atuantes

numa duna. São eles: queda livre de grãos (grain

fall), fluxo de grãos (grain flow) e marcas

onduladas eólicas (wind ripple).

Nos estratos de queda livre de grãos (Fig. 4A),

a deposição ocorre através do assentamento dos

grãos arenosos no momento em que estes

adentram em zonas protegidas onde não há

movimentação de ar. Uma zona protegida ocorre,

por exemplo, a sotavento da duna (na face frontal

da duna), zona na qual os grãos que se

encontravam em suspensão ou saltação perdem

energia e se depositam por queda livre (Hunter,

1977; Kocurek & Dott, 1981). Assim, a

acumulação ocorre a sotavento das dunas, na face

de deslizamento, gerando depósitos concordantes

com a topografia pré-existente. Estes depósitos

são caracterizados por lâminas contínuas,

arcabouço coeso, espessura milimétrica e

granulometria homogênea. A fácies produzida

por este processo caracteriza-se por laminação

plano-paralela inclinada.

Nos estratos de fluxo de grãos, a deposição se

dá quando areias já depositadas ao longo da face

de deslizamento (geralmente por queda livre de

grãos) excedem o ângulo crítico de repouso da

areia seca (aproximadamente 33º) e deslizam em

avalanche pela face de deslizamento da duna

(slipface). Quando a areia encontra-se seca, o

fluxo caracteriza-se por ser não coesivo (grain

flow), e os depósitos possuem a geometria de

línguas (Fig. 4B e 4C). Quando a areia encontra-

se úmida e, portanto, com certo grau de coesão

interna, o transporte ocorre por slide e slumping,

onde blocos arenosos coerentes deslizam ao

longo de superfícies de cisalhamento bem

definidas. Os depósitos gerados por fluxo de

grãos são lenticulares (quando vistos em planta –

e de cunhas, quando vistos em corte), com

espessuras variadas (<15 cm) e apresentam,

normalmente, gradação inversa.

Nos estratos transladantes cavalgantes

(climbing transladant stratification, de acordo

com Hunter, 1977), as marcas onduladas eólicas

(ripples eólicas, Fig. 4D) se originam pela

deposição de grãos após movimentos de saltação

e rastejamento superficial (migração sob

condições de deposição, segundo

Tomazelli,1990). Neste contexto, as ripples

eólicas passam a cavalgar uma sobre as outras

gerando marcas onduladas as quais ficam

preservadas, no final, sob forma de um estrato. O

ângulo de cavalgamento varia dependendo do

volume de sedimentos e da taxa da migração da

marca ondulada. Os depósitos de ripples eólicas

são finos (poucos milímetros de espessura),

coesos, apresentando estratificações

transladantes cavalgantes e gradação inversa. A

gradação inversa ocorre devido à segregação dos

grãos nas ripples, com a porção mais grossa

próxima à crista. Estudos realizados em dunas

costeiras no Rio Grande do Sul (Tomazelli, 1990)

mostram que nem sempre a gradação inversa é

observada nos estratos transladantes de dunas do

litoral médio e norte do Estado, pelo fato de a

granulometria dos sedimentos disponíveis na

região ser muito homogênea.

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Figura 4. Tipos de Estratificações - Queda livre de grãos: (A) Grãos em suspensão e saltação indo em direção à

face frontal da duna (sotavento), onde irão se depositar; Fluxo de grãos: (B) Transporte por fluxo de

grãos na face frontal da duna: línguas arenosas em processo de deposição e (C) Estrutura sedimentar

lenticular, vista em planta; e Marcas onduladas eólicas (ripples eólicas): (D) vista em planta -

caracterizadas por cristas sinuosas, bifurcadas e com grande continuidade lateral; (E) esquema em

corte da ripples eólicas, mostrando a gradação inversa (adaptada de Mountney, 2006).

Conjuntos de estratificações cruzadas

Os depósitos gerados pelas dunas são

medidos utilizando-se uma superfície

deposicional generalizada como referência. A

migração de dunas eólicas ao longo do tempo

gera depósitos com conjuntos de estratificações

cruzadas, os quais movem-se para cima/cavalgam

(climb) sobre esta superfície de referência.

A partir da superfície de referência, é possível

medir o ângulo de cavalgamento, o qual

determina as características do conjunto. Neste

contexto, três situações são possíveis de serem

encontradas, segundo Hunter (1977): conjuntos

com ângulos de cavalgamento crítico (ângulo de

cavalgamento = ângulo entre superfícies de

barlavento e superfície deposicional

generalizada), supercrítico (ângulo de

cavalgamento < ângulo entre superfícies de


generalizada), ou subcrítico (ângulo de

cavalgamento > ângulo entre superfícies de


generalizada).

Se o ângulo de cavalgamento for crítico (igual

à porção mais inclinada do barlavento da duna),

o conjunto de estratificações representará a forma

de leito inteira. Se o ângulo for supercrítico,

ocorrerá deposição tanto na face frontal quanto à

barlavento da duna e as laminações poderão ser

traçadas sem interrupções de conjunto a conjunto

de estratos. Se o ângulo for subcrítico, apenas

porções dos estratos cruzados são preservadas,

sendo separados um dos outros por superfícies

erosivas distintas (Scherer, 1996).

A maioria das dunas migra sem deixar

depósitos (ângulo de cavalgamento = zero) ou

tendo um ângulo de cavalgamento negativo,


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produzindo apenas uma superfície de erosão

(Rubin, 1987 apud Scherer, 1996).

Superfícies limitantes

A migração de dunas, interrupções e/ou

mudanças bruscas na deposição eólica podem

gerar superfícies de descontinuidade física

(Brookfield, 1977; Kocurek, 1988). A análise

destas superfícies possibilita caracterizar

possíveis mudanças na dinâmica e morfologia

dos sistemas deposicionais ao longo da sua

existência (Martinho, 2008).

A origem das superfícies de descontinuidade

é controlada principalmente por comportamento

do nível freático e do regime de fluxo eólico. No

caso sistemas eólicos úmidos, como no caso de

dunas costeiras, a identificação das superfícies é

difícil de ser feita, devido à semelhança entre as

feições geradas com a formação de super-

superfícies (superfícies geradas por períodos de

não-acumulação ou erosão de sedimentos -

Talbot, 1985 apud Martinho, 2008) e as

características de superfícies interdunares.

Em seus estudos sobre arenitos eólicos,

Brookfield (1977) elaborou um modelo

explicativo para a formação destas superfícies,

identificando tipologias de superfícies limítrofes,

as quais são geradas pelo próprio processo de

cavalgamento das formas de leito, umas sobre as

outras. Porém, investigações detalhadas em

dunas/campos de dunas de regiões costeiras não

foram realizadas.

Segundo estudos, a morfoestratigrafia de

dunas Holocênicas demonstra que as mesmas se

formam de maneira eventual, com períodos de

atividade eólica intercalados com períodos de

estabilização e intemperismo dos depósitos

(Martinho, 2008). A formação de solos e/ou

depósitos de lag (depósito residual de sedimentos

grosseiros após deflação eólica) se dá nos

períodos de estabilidade das dunas (ex.: Thom et

al., 1981; Pye & Rhodes, 1985; Illenberger &

Verhagen, 1990; Shulmeister, & Lees, 1992;

Murray & Clemmensen, 2001; Martinho, 2008).

Os períodos de estabilização e ativação eólicas

são controlados, principalmente, por variações do

lençol freático em resposta a variações climáticas

e/ou variações do nível do mar (Kocurek &

Havholm, 1993).

SENSORIAMENTO REMOTO

O termo Sensoriamento Remoto (SR) foi

definido pela American Society for

Photogrammetry and Remote Sensing (ASPRS)

como “medida ou aquisição de informações de

alguma propriedade de um objeto ou fenômeno,

por um dispositivo de registro que não esteja em

contato físico ou íntimo com o objeto ou

fenômeno em estudo” (Colwell, 1983). As

definições são, geralmente, demasiado amplas, à

medida que o SR implica na obtenção de

informações a partir da detecção e mensuração

das mudanças que um determinado objeto impõe

aos campos de força que o circundam, sejam estes

campos eletromagnéticos, acústicos ou potenciais

(Novo, 2010). No contexto da Tecnologia

Espacial, o Sensoriamento Remoto se limita ao

conjunto de sensores que medem alterações

sofridas pelo campo eletromagnético (Novo,

2010). Neste trabalho, o termo Sensoriamento

Remoto se refere ao conjunto de técnicas e

ferramentas que possibilitam a obtenção, à

distância, de informações sobre alvos na

superfície terrestre (objetos, áreas, fenômenos),

através do registro da interação da radiação

eletromagnética com a superfície terrestre

realizado por sensores remotos.

Radiação Eletromagnética e Princípios Físicos

do Sensoriamento Remoto

Todos os objetos com temperatura acima do

zero absoluto (-273ºC ou 0 K) emitem Radiação

Eletromagnética (REM). O Sol é a fonte principal

de energia eletromagnética existente na

superfície terrestre e disponível para registro por

sensores remotos, justamente pela característica

destas ondas de se propagarem no vácuo,

transferindo assim a energia do Sol até a Terra.

Compreender as interações fundamentais que a

energia eletromagnética realiza à medida que

percorre o espaço, da sua origem até o detector do

sistema de Sensoriamento Remoto, é

fundamental para a análise das imagens e

extração de informações úteis dos dados

provenientes dos mesmos.

A REM é o meio pelo qual a informação é

transferida do objeto ao sensor, e pode ser

definida como uma forma dinâmica de energia

que se manifesta a partir de sua interação com a

matéria (Novo, 2009). Existem dois modelos que

explicam a geração, propagação e interação da

REM com a matéria: o modelo ondulatório e o

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modelo de partícula. O modelo ondulatório,

proposto por James Maxwell em 1864, concebe a

REM como uma onda eletromagnética que se

desloca pelo espaço à velocidade da luz (300.000

km/s). A REM é gerada sempre que uma carga

elétrica é acelerada, sendo a onda

eletromagnética definida como a oscilação do

campo elétrico (E) perpendicularmente ao campo

magnético (M) (Figura 12).

A relação entre a velocidade de propagação

(c), a frequência (v) e o comprimento de onda (λ)

é expressa pela Equação 1.

c = v. λ (Eq. 1)

Quando a REM passa de uma

substância/material para outra, a velocidade da

luz e o comprimento de onda se modificam,

enquanto a frequência permanece constante. Os

diferentes materiais, ao serem atingidos por pela

REM, modificam o comprimento de onda da

mesma, por possuírem diferentes índices de

refração. O índice de refração dos diferentes

materiais está relacionado com a composição dos

mesmos, bem como com o comprimento de onda

que o atingiu (Novo, 2009).

Além do comportamento ondulatório,

reconhece-se que a luz, ao interagir com elétrons

da matéria, se comporta como se fosse composta

de muitos corpos individuais (fótons). Assim, às

vezes a energia eletromagnética é descrita em

termos de suas propriedades de onda, mas quando

interage com a matéria, é necessário descrevê-la

como pacotes discretos de energia (ou quanta)

(Jensen, 2009; Gupta, 2003). A energia de um

fóton pode ser descrita conforme a Equação 3,

onde E é a energia do fóton (Joules), h é uma

constante (6,62 x 10-34 J - constante de Planck)

e v é a frequência.

E = h.v = h.c/ λ (Eq. 3)

Fótons com radiação de menor comprimento

de onda (maior frequência) contêm mais energia

que aqueles com radiação de maior comprimento

de onda (menor frequência). As características do

quantum são exibidas pela radiação

eletromagnética quando ela interage com a

matéria em uma escala atômica-molecular

(Gupta, 2003). A coexistência de características

ondulatórias e quânticas da radiação faz parte da

natureza dual de toda matéria e energia.

Chama-se de Espectro o conjunto de ondas

eletromagnéticas que compõem o campo de

radiação de um determinado objeto. O espectro

eletromagnético representa todo o conjunto de

comprimentos de onda conhecidos, que vão

desde os raios gama (comprimento de onda:

inferior a 0,00001 µm) até as ondas de rádio

(comprimento de onda: a partir de 1 mm).

Geralmente uma região particular do espectro

eletromagnético identificada por um intervalo de

comprimento de onda (intervalo de frequência)

no espectro é denominado “banda”, “canal” ou

“região” (Jensen, 2009).

Muitos comprimentos de onda não são

transmitidos pela atmosfera, e assim, não chegam

à superfície terrestre. Toda a radiação de

comprimentos de onda inferiores a 0,3 µm (Raios

Gama, Raios X e Raios UV) não é transmitida

pela atmosfera, pois são completamente

absorvidas pela camada de ozônio. As chamadas

“janelas atmosféricas” referem-se às regiões

espectrais com menor absorção pela atmosfera, e,

portanto, mais utilizadas no Sensoriamento

Remoto. As mais importantes janelas

atmosféricas disponíveis para Sensoriamento

Remoto (regiões do visível, infravermelho e

micro-ondas) constam no Quadro 1.

Os objetos da superfície terrestre refletem,

absorvem e transmitem REM, de acordo com

suas características químicas e biofísicas. As

curvas de reflectância mostram as variações da

energia refletida por diferentes objetos da

superfície terrestre, as quais permitem distingui-

los. Na região das micro-ondas, a interação da

REM com a superfície depende de propriedades

dielétricas (influenciadas pela umidade) e

geométricas dos objetos da superfície.


GRAVEL

24

Quadro 1. Principais janelas atmosféricas para Sensoriamento Remoto (Gupta, 2003).

Nome Intervalo de Comprimento de onda Região

Ultravioleta-Visível 0,30 - 0,75 µm óptica

Infravermelho Próximo 0,77 - 0,91 µm óptica

Infravermelho de Ondas

Curtas

1,00 - 1,12 µm

1,19 - 1,34 µm

1,55 - 1,75 µm

2,05 - 2,40 µm

óptica

Infravermelho Médio

(Infravermelho Termal)

3,50 - 4,16 µm

4,50 - 5,50 µm

8,00 – 9,20 µm

10,20 – 12,40 µm

8,00 – 14,00 µm sensoriamento aéreo

17,00 – 22,00 µm

óptica

Micro-ondas

2,06 - 2,22 mm

7,50 – 11,5 mm

> 20,00 mm

Micro-ondas

Obs.: janelas mais claras mostradas em negrito

Coleta de Dados de Sensoriamento Remoto

Os sistemas de Sensoriamento Remoto

podem coletar dados analógicos (ex.: fotografias

aéreas) ou dados digitais (ex.: matriz de valores

de brilho obtidos usando um scanner, uma matriz

linear ou uma matriz bidimensional – de área)

através de sistemas passivos ou ativos. Os

sistemas passivos de SR registram a radiação

eletromagnética que é refletida ou emitida pelo

terreno, enquanto que os sistemas ativos cobrem

o terreno com energia eletromagnética gerada

pelo próprio equipamento, e depois registram a

quantidade de fluxo radiante espalhado de volta

em direção ao sistema sensor (Jensen, 2009).

Fotografias com flash, Lasers (LIDAR) e Radar

são exemplos de Sensoriamento Remoto ativo.

Os elementos básicos para aquisição de dados

em SR são: a fonte de REM, o alvo na superfície

terrestre e o sensor remoto. Os sensores são os

sistemas responsáveis pela coleta e conversão de

energia proveniente dos objetos em um sinal, que

pode ser registrado na forma de imagem ou outros

produtos, como por exemplo, curvas relacionadas

ao comportamento espectral de alvos. Um

sistema imageador produz uma imagem

bidimensional da radiância, emitância ou

retroespalhamento do terreno, e, portanto, produz

informações espaciais. Os sensores não

imageadores permitem a medição da intensidade

da energia proveniente de um objeto através de

gráficos ou perfis de composição, altitude ao

longo de um perfil, entre outros (Novo, 2010).

Quatro diferentes resoluções caracterizam um

produto de Sensoriamento Remoto: a resolução

espacial, referente ao tamanho do pixel no terreno

– quanto maior a resolução espacial, menor o

objeto identificável na imagem; a resolução

espectral, referente ao número e à dimensão

(medida da largura das faixas espectrais) de

intervalos de comprimentos de onda específicos

do espectro eletromagnético (denominados

bandas/canais) aos quais o sistema sensor é

sensível - sensor com maior resolução espectral é

capaz de detectar pequenas variações no

comportamento espectral em regiões mais

estreitas do espectro eletromagnético; a resolução

radiométrica, referente à habilidade de um sensor

de distinguir variações na potência do sinal à

medida que ele registra a energia refletida,

emitida ou retroespalhada pelo alvo/terreno,

definindo o número de níveis de sinal claramente

discriminados – quanto maior o número de níveis

de cinza, maior é a resolução radiométrica; e a

resolução temporal, referente à frequência com

que o sistema sensor registra dados de

determinada área da superfície terrestre – quanto

maior a frequência, maior a resolução temporal.

O nível de aquisição de dados de SR depende

do veículo/plataforma selecionado para a

operação de um sistema sensor, podendo ser

terrestre, suborbital ou orbital. Em nível terrestre

as plataformas utilizadas podem ser torres,

caminhões ou mesmo equipamentos portáteis, em

nível suborbital as plataformas comumente

utilizadas são aeronaves (tripuladas ou não), e em

nível orbital são os satélites.

Rockett

GRAVEL

25

Processamento e Análise de Dados de

Sensoriamento Remoto

Existem várias técnicas de processamento de

imagens de sensores remotos, as quais objetivam

detectar e identificar fenômenos/alvos

importantes na cena. Através do processamento

analógico de imagens (visual) e o processamento

digital de imagens, pode-se extrair informações

sobre a área estudada. A escolha por um ou outro

tipo de processamento depende do problema a ser

resolvido/apreciado.

No processamento analógico, utilizam-se os

princípios de fotointerpretação, os quais foram

inicialmente desenvolvidos para interpretação de

fotografias aéreas e posteriormente foram

estendidos a todos os produtos visuais de

Sensoriamento Remoto. Na interpretação visual,

a mente humana reconhece e associa os

elementos existentes numa imagem, bem como

possui a capacidade de integrar os elementos

imageados a informações colaterais e

conhecimentos pessoais, a fim de identificar

fenômenos na imagem e julgar a sua significância

(Jensen, 2009). Os elementos fundamentais

utilizados na interpretação de imagens incluem:

localização, tonalidade e cor, tamanho, forma,

textura padrão, sombra, altura e profundidade,

volume, declividade, aspecto, sítio, situação e

associação (Sabins, 1986; Bossler et al., 2002;

Jensen, 2009). Medições precisas dos objetos

também podem ser realizadas, utilizando-se de

técnicas fotogramétricas (Marchetti, 1977;

Anderson, 1982).

O processamento digital de imagens (PDI) faz

uso de muitos elementos de interpretação de

imagens, utilizando-se de técnicas digitais para

tanto (por exemplo, na identificação de tons de

cinza, pode-se consultar os valores de brilho dos

pixels da imagem (escalonados para reflectância

ou emitância); no elemento Cor, pode-se fazer

composições coloridas com diversas bandas da

imagem; para altura, pode-se realizar

fotogrametria computadorizada, entre outros

processamentos. Os principais tipos de

processamento incluem correções radiométricas

e geométricas (pré-processamento), realce de

imagens, classificação de imagens,

reconhecimento de padrões usando estatísticas

inferenciais, detecção de mudanças, entre outros.

Sensoriamento Remoto Aplicado ao Sistema

Eólico

Dados de Sensoriamento Remoto têm

apresentado grande potencial para aplicação em

diversos ramos da geologia. Dentre eles o

mapeamento litológico, estrutural, pedológico e

geomorfológico. O Sensoriamento Remoto é

capaz de fornecer informações sobre a

composição química de rochas e minerais da

superfície terrestre, desde que não estejam

cobertos por vegetação ou outro material.

Quando se descreve um sistema eólico costeiro,

pressupõe-se um solo com partículas de tamanho

de grão predominantemente tamanho areia.

O comportamento espectral dos solos são

funções de várias características importantes,

como: textura do solo (porcentagem de areia,

silte, argila); conteúdo de umidade do solo;

conteúdo de matéria orgânica; salinidade do solo

e rugosidade superficial (Jensen, 2009). A curva

de reflectância espectral de um solo seco e com

pouca matéria orgânica é relativamente mais

simples que uma curva de vegetação. Uma das

características mais consistentes dos solos secos

é aumento da reflectância com o aumento dos

comprimentos de onda, especialmente na região

do visível e infravermelho (Jensen, 2009, Fig.

5A). Importante salientar que estas curvas se

modificam à medida que umidade é adicionada

ao solo, bem como matéria orgânica ou óxido de

ferro.


GRAVEL

26

Figura 5. Curvas de reflectância (A) de solos arenosos com diferentes teores de umidade: Quanto maior o

conteúdo de água, menor a reflectância nas regiões do visível e infravermelho próximo,

principalmente nas bandas de absorção da água em 1,40, 1,90 e 2,70 µm (Hoffer, 1978); (B) para solos

com diferentes teores de matéria orgânica. Quanto maior a quantidade de material orgânico, maior é

a absorção da energia incidente e menor é a reflectância (Jensen, 2009).

A quantidade de umidade que um solo pode

armazenar está diretamente relacionada ao

tamanho das partículas do solo encontradas em

certo volume do mesmo. A energia radiante que

incide no solo pode ser refletida pela superfície

dos grãos de areia ou pode penetrar dentro da

partícula de areia. No primeiro caso é produzida

a reflectância especular, já no segundo caso, a

energia absorvida pode ser transformada em

energia calórica ou pode sair da partícula e ser

espalhada ou absorvida por outras partículas

próximas (Fig.6). Para um dado solo seco e sem

matéria orgânica nem óxidos de ferro, a

reflectância total por comprimento de onda/banda

é função da média da energia especular refletida

pelas superfícies das partículas e da reflectância

do volume do solo, advinda dos espalhamentos

internos (Jensen, 2009).

Nos solos argilosos (partículas mais finas) os

espaços intersticiais são menores devido à

acomodação maior das partículas, assim

contendo menor volume de ar entre as mesmas.

Já nos solos arenosos os espaços intersticiais são

maiores, devido ao maior tamanho dos grãos.

Assim, solos argilosos possuem maior

capacidade de reter líquidos do que solos

arenosos. Estes últimos são capazes de drenar

mais rapidamente que os primeiros e também

secam mais rapidamente por evaporação que os

primeiros. Assim, constata-se que a quantidade

de umidade retida no solo é função da textura do

mesmo. Quanto mais fina a textura do solo, maior

a capacidade de reter umidade e maior é a

absorção da energia radiante incidente, portanto,

a quantidade de luz refletida é menor.

A resposta espectral do solo arenoso seco

cresce ao longo da região entre 0,5 e 2,6 µm,

porém, a medida que a umidade do solo aumenta,

parte da energia incidente começa a ser absorvida

seletivamente, nas bandas de absorção da água

(1,4, 1,9 e 2,7 µm), gerando a aparição de “vales”

na curva de reflectância (Fig. 5A). À medida que

a umidade do solo aumenta, a energia refletida

nas bandas do verde, vermelho, infravermelho

próximo e médio diminui. Desta forma, o solo

arenoso em imagens de sensores remotos

coletados após grandes precipitações, aparecerá

mais escuro do que em imagens coletadas após

longos períodos sem precipitação.

Rockett

GRAVEL

27

Figura 6. Partículas/grãos de areia: reflectância especular e reflectância volumétrica. Quanto maior é a

quantidade de água no solo, maior a absorção da energia eletromagnética incidente e menor a

reflectância do solo (Jensen, 2009).

Dados hiperespectrais podem ser úteis para

diferenciar e mapear a distribuição espacial de

tamanhos de grãos de areia. Estudo realizado por

Okin & Painter (2004) em um ambiente desértico

onde a granulometria varia entre 0,2 a 1,0 mm,

demonstram que quanto maior o tamanho de

grão, menor é a reflectância na região do

infravermelho de ondas curtas, especialmente nas

regiões próximas aos comprimentos de onda de

1,7 e 2,2 µm. Algumas texturas de solos também

podem ser identificadas em dados de Radar,

através das características de retroespalhamento

das micro-ondas ativas. Comprimentos de ondas

relativamente pequenos (5,8 cm - banda C) se

mostraram melhores na identificação de extensão

de areia seca, enquanto que comprimentos de

onda maiores (banda L) apresentaram boa

penetração em camadas finas de areia úmida,

segundo Williams & Greeley (2004, apud Jensen,

2009).

A quantidade de matéria orgânica presente no

solo influencia nas características de reflectância

espectral do mesmo. Quanto mais matéria

orgânica presente no solo, menor é a reflectância

do mesmo, pois a absorção da energia incidente

aumenta. O comportamento espectral de

reflectância de solos com diferentes teores de

matéria orgânica pode ser visualizado na Figura

5B.

No âmbito da Geomorfologia, sabe-se que os

processos atuantes em certa porção do espaço

terrestre deixam registros, marcas (no terreno), as

quais por sua vez influenciam nos foto-

caracteres. Assim, a interpretação de imagens de

Sensoriamento Remoto está calcada em decifrar

parâmetros geológicos observados em campo em

elementos de fotointerpretação e elementos

geotécnicos (Gupta, 2000).

Dados de sensores remotos tem sido

utilizados amplamente no campo da

geomorfologia, devido a três principais fatores

(Gupta, 2003):

Produtos de Sensoriamento Remoto

(fotografias aéreas e imagens de satélite)

fornecem informações da paisagem (feições

superficiais) e assim tornam mais fáceis as

investigações baseadas nestes dados;

As características da paisagem podem ser

melhores estudadas numa escala regional

utilizando-se uma cobertura sinóptica fornecida

pelos dados de Sensoriamento Remoto, do que

dados em campo;

A capacidade estereoscópica permite a

avaliação de encostas, relevo e formas.

Vistos do espaço, materiais depositados ou

retrabalhados pela ação do vento formam padrões

regionais salientes, e, segundo Frost et al. (1960),

não há dúvidas na identificação de marcas de

ondulação (ripple markings) características de

dunas, ou das longas estrias/riscos (streaks) das

dunas longitudinais ou transversais.

Terrenos eólicos são caracterizados por

vegetação esparsa ou ausência de vegetação e

pouca umidade em superfície. Assim, em

fotografias e imagens do Infravermelho Próximo,

a área apresenta tons muito claros. Dunas ativas


GRAVEL

28

não possuem vegetação, enquanto dunas

estabilizadas podem apresentar cobertura por

gramíneas. As várias formas de relevo podem ser

distinguidas tomando-se por base de

interpretação as formas, topografia e padrões

apresentados (ex.: Frost et al., 1960; Fezer, 1971;

Walker, 1986).

Sedimentos inconsolidados – como os

encontrados em depósitos fluviais, eólicos

(dunas), glaciais e marinhos – caracterizam-se

pela presença de alta porosidade primária e

permeabilidade, formando, assim, bons

reservatórios de água subterrânea. Imagens do

Infravermelho Próximo, Infravermelho Termal e

de Radar (SAR) possuem alta sensibilidade à

umidade em superfície e podem fornecer

informações sobre padrões de infiltração.

Imagens da Missão Topográfica de Radar

(Shuttle Radar Topography Mission, SRTM) tem

sido muito utilizadas para estudos

geomorfológicos (ex.: Carvalho, 2007;

Florenzano, 2008), inclusive em áreas costeiras

(ex.: Rosa, 2012).

Através de imagens de Sensoriamento

Remoto pode-se identificar feições

geomorfológicas que caracterizam deposição ou

erosão eólica, padrões de drenagem, vegetação

existente, entre outros (Fig. 7). Dependendo da

resolução das imagens e do tamanho das feições

presentes no terreno, a morfologia de dunas pode

ser identificada também. Observações detalhadas

de pares estereoscópicos de fotografias aéreas

verticais podem ser úteis na identificação de

feições menores e obscuras (pouco claras).

O conhecimento teórico dos padrões e formas

eólicas é essencial para a identificação e

interpretação dos dados de Sensoriamento

Remoto, bem como da composição mineralógica

dos grãos de areia presentes no local. Dados de

Sensoriamento Remoto podem auxiliar no

monitoramento de alterações nas áreas desérticas

e costeiras, a morfologia das dunas e outras

feições de relevo presentes, movimentações, e

para localizar oásis e canais escavados.

Dependendo do alvo de interesse, sua

composição e estrutura, faz-se a seleção das

bandas potenciais para sua análise.

GEOFÍSICA: GEORRADAR

Embora as técnicas geofísicas de sísmica de

reflexão e sísmica de refração não possuam uma

resolução vertical que satisfaça a resolução

requerida nas investigações em subsuperfície rasa

(resolução submétrica), estas são as técnicas

geofísicas mais comumente utilizadas para este

fim (Neal, 2004).

No final da década de 70, outros métodos de

investigação geofísica, de alta resolução,

começaram a ser desenvolvidos e utilizados,

dentre estes o Georradar (ou GPR, do inglês

Ground Penetrating Radar). Os sistemas de

radares começaram a ser disponibilizados

comercialmente na década de 80 e a partir da

década de 90 houve uma ampliação nas

aplicações desta ferramenta. Estudos e pesquisas

no âmbito da geologia (estratigrafia e

sedimentogia) começaram a se expandir desde

então (Bristow & Jol, 2003; Neal, 2004).

O Georradar é um método geofísico baseado

na detecção de descontinuidades nas

propriedades elétricas dos materiais presentes em

subsuperfície. Este método, à semelhança do

Sensoriamento Remoto, também opera baseado

na detecção da Radiação Eletromagnética

(REM), mais precisamente na faixa das ondas de

rádio e micro-ondas.

O uso do Georradar em investigações

estratigráficas pode ser atribuído, além da sua

maior disponibilidade desde a década de 80, à

facilidade e rapidez na coleta de dados, coleta de

dados não-invasiva (sem necessidade de furos de

sondagem ou afloramentos) e familiaridade

aparente (analogia) das imagens obtidas com as

geradas pelo método sísmico de reflexão (Neal,

2004). Na Geologia, o Georradar é uma

ferramenta que possibilita a obtenção de perfis

com dados estratigráficos em subsuperfície,

revelando as propriedades das “camadas”

existentes de forma não-invasiva.

Princípios Físicos do Georradar (GPR)

Semelhante à sísmica convencional, a técnica

do Georradar baseia-se no envio de ondas para o

subsolo e detecção do retorno das mesmas, sendo

neste caso uma onda eletromagnética, e não uma

onda sonora. O método do Georradar baseia-se na

geração, transmissão, propagação, reflexão e

recepção da radiação eletromagnética de

subsuperfície. As ondas eletromagnéticas

utilizadas neste método são as de alta frequência,

que variam entre 10 e 1.000 MHz (faixa de

frequência de ondas de rádio e micro-ondas).

A velocidade da onda de radar é controlada

pela constante dielétrica (permissividade

Rockett

GRAVEL

29

relativa) e condutividade da subsuperfície. A

velocidade da onda de radar (V) pode ser descrita

pela Equação 4, onde c é a velocidade da luz no

vácuo (3 x 108 m/s), µr é a permeabilidade

magnética relativa (a qual é próxima de 1 para a

maioria dos materiais, exceto em rochas

magnéticas) e ɛr é permissividade dielétrica

relativa (Kearey et al., 2005).

V = c / (√µr ɛr) (Eq. 4)

Figura 7. Exemplos de morfologias de dunas costeiras identificadas por imagens de Sensoriamento Remoto no

Rio Grande do Sul: (A) Dunas parabólicas; (B) Dunas barcanas isoladas; (C) Cadeias barcanóides

(Mostardas-RS; ImagensTerraMetrics TruEarth, 2014); (D) Cadeia de dunas reversas (Torres-RS;

Fotografia aérea vertical de 1974).

A propagação das ondas eletromagnéticas de

alta frequência em subsuperfície se dá de acordo

com as propriedades de polarização do(s)

meio(s). A constante dielétrica, ou

permissividade relativa, é a grandeza que mede

estas propriedades, e varia para cada meio por

onde as ondas se propagam.

O Georradar mede as mudanças nas

propriedades eletromagnéticas de diferentes

materiais em subsuperfície que causam reflexão

das ondas eletromagnéticas emitidas pelo

equipamento. As mudanças (contrastes de sinal)

ocorrem principalmente por variações no

conteúdo de água, que por sua vez, depende das


GRAVEL

30

propriedades texturais do sedimento (distribuição

granulométrica, porosidade, conteúdo de matéria

orgânica), segundo Jol & Bristow (2003).

A profundidade de penetração e a resolução

dos dados refletidos são ambas funções do

comprimento de onda e dos valores da constante

dielétrica, os quais são controlados pelas

propriedades do meio, principalmente pelo

conteúdo de água dos materiais.

Coleta de Dados de Georradar

O método funciona de acordo com as etapas

descritas a seguir: o pulso eletromagnético é

emitido para o subsolo por meio de uma antena

emissora que fica posicionada, geralmente, na

superfície do terreno. A onda emitida se propaga

pelo subsolo até atingir um horizonte com

propriedades elétricas diferentes, e neste

momento parte da energia continua a ser

transmitida em subsuperfície e parte é refletida.

A onda refletida retorna à superfície e é, então,

receptada pela antena receptora (também

posicionada na superfície do terreno), a qual

converte a REM recebida em um sinal, que é

digitalizado e armazenado no coletor de dados.

A escolha da frequência das antenas utilizadas

na coleta dos dados é muito importante, pois a

frequência está relacionada à profundidade de

penetração das ondas eletromagnéticas, bem

como à resolução vertical do dado adquirido.

Antenas de maiores frequências geram dados

com maior resolução vertical (mais detalhados),

porém com menor alcance em profundidade

(Knapp, 1990). A resolução vertical depende do

comprimento de onda emitido pela antena e a

velocidade da onda através dos materiais em

subsuperfície. A teoria de onda indica que a

maior resolução vertical que pode ser conseguida

é de ¼ do comprimento de onda dominante

emitido pela antena (Sheriff, 1977 apud Neal,

2004; Bailey & Bristow, 2000). Cabe ressaltar

que além do comprimento de onda (inversamente

proporcional à frequência da antena), a litologia e

o conteúdo de água também influenciam na

resolução final do dado.

Os métodos de levantamento de dados com

Georradar podem ser classificados de acordo com

os arranjos das antenas e com o tipo de dado

gerado em três grupos principais: a

transluminação, o Common Mid Point

(levantamento de velocidades) e o Common

Offset (perfil de reflexões), sendo este último o

mais utilizado (Neal, 2004; Baker et al., 2007).

No método de transluminação cada uma das

antenas (transmissora e receptora) é posicionada

no interior de um poço. As antenas são

deslocadas produzindo imagens da propagação

da energia, e não mais a partir da reflexão da

mesma (Backet et al., 2007). No método

Common Mid Point as antenas são colocadas a

distâncias sucessivamente crescentes, sendo estas

deslocadas a distâncias iguais e em sentidos

opostos com relação a um ponto central.

Assim, um gráfico de velocidades é obtido,

através da medida da distância entre as antenas e

o tempo decorrido desde a emissão da energia por

uma antena até a recepção do sinal pela outra.

Através da medida das velocidades de

propagação da energia eletromagnética em

subsuperfície, é possível a conversão da

profundidade das seções (originalmente

apresentada em tempo) para distância (Jol &

Bristol, 2003). A profundidade também pode ser

estimada de outras formas, como, por exemplo,

utilização de valores médios de velocidade

(proveniente de outros estudos) e calibração por

dados de sondagens. No método Common Offset,

as antenas (transmissora e receptora) estão

posicionadas a uma distância constante (fixed

offset) e são deslocadas simultaneamente no

mesmo sentido. Os sinais recebidos são

empilhados verticalmente, de acordo com o

tempo decorrido entre a emissão e a recepção do

sinal, e lateralmente, de acordo com o

deslocamento das antenas, gerando um

radargrama ou seção de Georradar (Baker et al.,

2007 apud Rosa, 2012).

Processamento e Análise de Dados de

Georradar

Os métodos utilizados no processamento dos

dados dependem do objetivo e dos tipos de

feições que se deseja identificar em

subsuperfície. Diferentemente dos objetivos de

um estudo de engenharia, por exemplo, nos

estudos geológicos a identificação de objetos de

origem antrópica enterrados (como dutos, por

exemplo) não são desejados e muitas vezes o

processamento inclui a remoção dos sinais

gerados pelos mesmos (Rosa, 2012).

Assim, o objetivo do processamento dos

dados coletados pelo Georradar é a

redução/remoção de ruídos e ressaltar a

informação de interesse ao estudo. Os principais

Rockett

GRAVEL

31

procedimentos adotados, de acordo com Neal

(2004), são: correção do tempo-zero e da variação

no tempo-zero (time-zero drift); correção da

saturação do sinal, com a remoção de baixas

frequências (dewow); aplicação de ganhos para

ampliação dos sinais atenuados; aplicação de

filtros de frequência (passa banda verticais) e

aplicação de filtros espaciais (horizontais) para

remoção de ruídos do ambiente e/ou sistemáticos;

estimativa das velocidades para transformação da

profundidade de tempo para distância,

deconvolução, remoção de reflexões oriundas da

superfície, migração e correção topográfica.

No processamento e interpretação de dados de

Georradar, é possível aplicar os pressupostos

gerais aplicados aos dados de sísmica de reflexão,

considerando as duas técnicas são análogas que

em termos de cinemática de propagação de ondas

(Ursin, 1983; Carcione & Cavallini, 1995 apud

Neal, 2004) e respostas de reflexão e refração às

descontinuidades em subsuperfície (McCann et

al., 1988; Fisher et al., 1992 apud Neal, 2004). A

principal diferença entre os dados sísmicos e de

Georradar é relativa à dimensão dos dados

(devido à resolução): a resolução dos dados de

Georradar é muito superior (da ordem de

milímetros e centímetros) aos dados sísmicos

(centimétricos a métricos na sísmica de alta

resolução, e menor ainda na sísmica

convencional). O profissional deve sempre ter

este aspecto em mente, quando das análises das

seções de Georradar.

A interpretação é feita pela identificação e

análise das características das reflexões, as quais

agrupadas lateralmente formam os “refletores”.

Pode-se interpretar os refletores como “linhas de

tempo”, e, assim, atribuir às reflexões um

significado cronoestratigráfico. A estratigrafia de

radar compreende terminologias análogas às da

sismoestratigrafia (Neal, 2004). As superfícies de

radar são determinadas por terminação de

refletores associadas aos limites superiores

(truncamento erosivo, toplap e concordante) e

limites inferiores (onlap, downlap e concordante)

das unidades de radar. A definição das

“radarfácies” e limites entre as unidades são a

base para a interpretação dos processos operantes

nos diferentes ambientes (Reading, 1996). As

“radarfácies” são conjuntos de reflexões com

configurações distintas, continuidade,

frequência, amplitude, características de

velocidade e forma externa.

Cabe salientar que o conhecimento prévio da

área de estudo é também muito importante para a

interpretação final.

Georradar Aplicado ao Sistema Eólico

A estratigrafia de feições eólicas - bem como

de sistemas deposicionais correlatos - pode ser

visualizada através de dados de Georradar (ex.:

Shenk et al., 1993; Bristow et al., 1996; Havholm

et al., 2003; Bristow et al., 2007; Adetunji et al.,

2008; Barboza et al., 2009, 2011; 2013). A alta

resistividade de areias eólicas facilita a

penetração da onda eletromagnética emitida pelo

Georradar, favorecendo a observação de

estruturas sedimentares e a geometria das dunas

(Moura et al., 2006).

Em dunas costeiras as velocidades foram

determinadas usando pontos médios em comum e

calculando-se a profundidade até o lençol

freático, onde este pode ser identificado nos

perfis de Georradar. As velocidades calculadas

variam de 0,1 a 0,15 m/ns, e são geralmente mais

próximas de 0,12-0,13 m/ns, que é uma faixa de

velocidade típica de areia ligeiramente úmida.

Velocidades geralmente citadas na literatura para

areia seca é de 0,15 m/ns (Sensors and Software,

1992 apud Bailey & Bristow, 2000) ou entre

0,15-0,20 m/ns (McCann et al., 1998). Segundo

Smith & Jol (2003), Reynolds (1997) e Costas et

al. (2006), o valor de velocidade para areia seca

varia entre 0,12 e 0,17 m/ns.

Quanto às características das antenas de

coleta, a antena blindada com frequência de 200

MHz no modo monostático é considerada a mais

eficiente em termos de profundidade de

penetração e resolução de eventos em materiais

sedimentares (Jol et al., 2003 apud Gomez-Ortiz,

2009). Para a detecção de camadas sedimentares

mais finas (menor espessura) é necessária uma

antena com maior frequência (para se obter a

resolução necessária para sua detecção). Para

uma frequência central de 100 MHz, Joe &

Bristow (2003) indicam que a resolução em

areias saturadas varia entre 0,15 e 0,30 m e entre

0,38 e 0,75 m para areias secas.

Na análise estratigráfica de dunas costeiras,

uma das principais feições a serem identificadas

são as superfícies limitantes, as quais irão

fornecer dados relativos à modificação no regime

de fluxo eólico. Segundo Adetunji et al. (2008),

em depósitos como dunas eólicas, as superfícies


GRAVEL

32

refletoras de radar são indicativos de superfícies

limitantes.

APLICAÇÕES DE SENSORIAMENTO

REMOTO E GEORRADAR EM ZONAS

COSTEIRAS: ÊNFASE NO SISTEMA

EÓLICO

Na Nova Zelândia, um estudo foi realizado

em uma duna solitária ativa localizada no esporão

arenoso de Parengareng (Van Dam et al., 2003),

com levantamentos de Georradar com antenas em

duas frequências: 35 e 200 MHz. Dentre os

objetivos do estudo, estavam o mapeamento da

continuidade lateral do solo formado da região

interdunas (coffee rock) e o estudo da arquitetura

sedimentar e a estratigrafia da duna. Os

resultados das seções coletadas com antena de

200 MHz e após processamento, mostram a

continuidade lateral do paleossolo interdunas,

bem como diversas superfícies limitantes e

estratificações cruzadas que mostram “braços”

migrando em diversas direções, os quais indicam

fortemente a origem de uma duna do tipo estrela.

Os autores identificaram três fases de

desenvolvimento da duna, sendo que o estágio

mais recente envolve expansão lateral tanto na

direção norte, quanto na direção sul.

Nos Estados Unidos, um estudo realizado em

Napeague (ao leste de Long Island, New York),

buscou estudar a estrutura interna de dunas

parabólicas que migram invadindo partes de uma

floresta (Girardi & Davis, 2010a; 2010b). Foram

utilizadas antenas de 500 e 200 MHz no

levantamento com Georradar. Segundo os

autores do estudo, a antena de 500 MHz foi

utilizada devido a sua alta resolução em

profundidades pequenas, ideais para observar

superfícies de escorregamento de dunas (slip

dune surfaces) e galhos de árvores enterrados. A

antena de menor frequência (200 MHz) também

possui resolução para imagear as superfícies de

escorregamento da duna, mas foi utilizada para

imageamento em maior profundidade (além do

alcance de imageamento da antena de 500 MHz),

para, por exemplo, verificar o lençol freático e/ou

estratos anteriores à duna (Girardi & Davis,

2010b). As seções coletadas com antena de 500

MHz penetraram até 4 m de profundidade, e

mostraram superfícies de escorregamento em três

porções distintas da seção, interpretadas como

sendo superfícies de escorregamento avançando

em direção à superfície a sotavento da duna. No

radargrama obtido com a antena de 500 MHz o

espaçamento entre as estratificações é bem

pequeno (menor que 10 cm). Nos registros da

antena de 200 MHz, verifica-se que todas as

superfícies de deslizamento da duna geram

refletores fortes e contínuos, embora com

espaçamentos maiores (de aproximadamente 50

cm) que os imageados com a antena de 500 MHz.

Nesta região também foram coletados dados

de Georradar em 3D, sendo 61 linhas paralelas

2D com antena de 500 MHz de frequência

(espaçamento entre traços de 3 cm), com

espaçamento de 20 cm entre as mesmas, dentro

de uma grade de 12 x 25 m. Dados de linhas

transversais foram também coletados (Girardi &

Davis, 2010a). Quando o espaçamento dos

refletores se aproxima do comprimento de onda

do radar, é impossível imagear cada camada

estratificada, mas mesmo estruturas de camadas

planas relativamente finas em areias são

imageadas de forma confiável em frequências

mais elevadas (Girardi & Davis, 2010a).

Ainda no estudo de Girardi & Davis (2010a),

uma série temporal de 15 fotografias aéreas (entre

1930-2004) permitiu a obtenção de informações

como taxa de migração das dunas, e tornou

possível acompanhar as interações da duna com a

área florestal e monitorar a quantidade de

vegetação presente em cada duna. No norte do

Brasil, um estudo para identificar árvores

enterradas pelo avanço de uma duna parabólica

foi realizado, na região do Pará (Buynevich et al.,

2010).

Diversos estudos em dunas barcanas

localizadas na porção norte do delta do Rio Ebro,

na Espanha, foram realizados utilizando-se

Sensoriamento Remoto e Georradar (Sanchez et

al., 2007; Gómez-Ortiz et al., 2009; Rodríguez

Santalla et al., 2009). Um Georradar com antena

blindada de 200 MHz no modo monostático foi

utilizado nos estudos de Gómez-Ortiz et al.

(2009) e Rodríguez Santalla et al. (2009). A

topografia foi corrigida utilizando-se dados de

DGPS em ambos os estudos. O valor de

velocidade utilizado foi de 0,15 m/ns – obtido por

meio de investigações e testes in situ. A

profundidade máxima de penetração foi de 7,5 m.

Além dos perfis geofísicos, dados coletados com

o DGPS possibilitaram, após técnicas de

geoprocessamento, a geração modelo digital de

elevação (MDE), através da interpolação das

coordenadas coletadas.

Rockett

GRAVEL

33

Algumas limitações foram observadas no

estudo de Gómez-Ortiz et al. (2009), devido à

atenuação do sinal devido à proximidade do

lençol freático da superfície, além da pouca

penetração do sinal em profundidade. Os autores

sugerem o uso de uma antena de 100 MHz para

aumentar a profundidade de penetração do sinal,

e também o uso de antenas de maior frequência

(400 MHz) para se obter maior resolução vertical

(porém a penetração em profundidade iria

diminuir). Ainda, quanto à orientação das seções

de Georradar, foi verificado que o máximo de

informação é obtido quando o perfil é coletado

paralelo à direção do vento (Gómez-Ortiz et al.,

2009). Ainda na mesma região de estudo, com

dados de DGPS coletados sistematicamente

durante o período de um ano, foi possível a

geração de MDEs e, assim, uma estimativa das

taxas de migração das dunas foi realizada

(Sanchez et al., 2007). Os estudos concluem que

há diferentes taxas de migração e diferentes

dunas ao longo da região. Em Rodriguez Santalla

et al. (2009), dados complementares foram

utilizados para subsidiar as interpretações (dados

de vento, ondas e nível do mar).

González-Villanueva et al. (2011) realizaram

um estudo da evolução de blowouts nas dunas

costeiras de Traba (Death Coast, noroeste da

Espanha), com uso de Georradar, fotografias

aéreas e testemunhos de sondagem. No estudo

foram analisados dois dos cinco blowouts ativos

existentes na região. Informações acerca do

estabelecimento dos blowouts, crescimento,

reativação e migração foram obtidas por análise

de série temporal de fotografias aéreas entre 1945

e 2008. Aspectos geomorfológicos indicam que a

maior parte da planície de deflação foi formada

antes de 1985. Os dados de Georradar foram

coletados com uma antena de 500 MHz e uma

antena de duas frequências (200 e 600 MHz). O

sistema de Georradar foi acoplado a um RTK-

GPS, e a coleta de dados se deu na escarpa

côncava a barlavento e na crista do blowout em

forma de “pires”, e no blowout em forma de

“depressão” oito seções paralelas e

perpendiculares foram coletadas. A correção

topográfica foi feita utilizando-se uma velocidade

de 12 cm/ns. Ainda, no blowout em forma de

“pires” foram coletados dados com antena de 600

MHz espaçadas de 5 em 5 cm dentro de uma área

de 10,5 x 11 m, para geração de um bloco

tridimensional. Após processamento e utilizando-

se dos princípios de estratigrafia por radar (Neal,

2004), quatro radarfácies foram identificadas

pelos autores, e a interpretação foi validada com

dados de testemunhos.

No leste da Arábia Saudita, o mapeamento da

estrutura interna de duas dunas barcanas costeiras

foi realizado através de dados provenientes de

antenas de 400 MHz (Adetunji et al., 2008). A

velocidade das ondas eletromagnéticas estimada

foi de 0,11 m/ns na região de estudo. O interesse

do estudo por feições com tamanhos entre 2 e 8

centímetros, selecionou-se uma profundidade de

penetração de 6 metros. Pôde-se verificar nos

dados de Georradar os ângulos de mergulho das

estratificações cruzadas variando entre 30º e 32º

e camadas arenosas com espessura de 10 cm,

além de três superfícies limitantes e quatro

radarfácies.

Uma análise espaço-temporal para quantificar

a deflação e a migração rápida do maior campo

de dunas ativo na costa leste dos Estados Unidos

(Jockey’s Ridge no estado da Carolina do Norte)

foi realizada por meio de diversos dados de

Sensoriamento Remoto e técnicas de

geoprocessamento (Mitasova et al., 2005). A

geomorfologia predominante das dunas presentes

no local são as dunas tranversas e dados de

elevação do campo de dunas entre 1974 e 2004

foram obtidos através de diversos métodos (RTK-

GPS, LIDAR, fotogrametria, digitalização de

mapas topográficos), compatibilizados e

integrados em um Sistema de Informações

Geográficas (SIG). Dados de elevação dos picos

das dunas de 1915 a 1953 também foram

utilizados. Os dados de elevação foram

transformados em matrizes (grids) de alta

resolução (1 m) criando um conjunto de modelos

multitemporais do campo de dunas (Figura 34).

As diferenças nas superfícies de elevação

mostram o padrão espacial de ganho e perda de

sedimentos nos corpos dunares. Verificou-se que,

para a maioria dos intervalos de tempo

analisados, a duna teve um padrão consistente de

mudanças na elevação, típico de movimentação

de dunas transversas, com perdas de areia ao

barlavento e ganhos ao sotavento.

No Brasil, pesquisadores da Universidade

Federal do Rio Grande do Norte foram os

precursores em pesquisas utilizando dados de

Georradar em dunas costeiras (ex. Oliveira Jr.,

2001; Silva, 2002; Oliveira Jr. et al., 2008;

Lucena et al., 2009). No Rio Grande do Sul, em

estudos realizados recentemente na Planície

Costeira foram identificadas dunas frontais em


GRAVEL

34

registros de Georradar de 200 MHz (Biancini da

Silva et al., 2010 e 2014; Rosa, 2012; Barboza et

al., 2009, 2013 e 2014).

Estudos para mapeamento do avanço de

espécies exóticas em campos de dunas costeiros

utilizando dados de LIDAR, fotografias aéreas e

imagens ópticas também foram realizados

(exemplos: Hantson et al., 2012; Portz et al.,

2011), podendo estes subsidiar a tomada de

decisão e o gerenciamento costeiro.

Além dos casos aqui descritos e

exemplificados, diversos outros estudos já foram

realizados em dunas costeiras com a aplicação

destas técnicas (ex.: Stembridge Jr., 1978; Botha

et al., 2003; White & Wang, 2003; Costas et al.,

2006; Pedersen & Clemmensen, 2005;

Hugenholtz et al., 2007; Hugenholtz et al., 2012;

Mohamed & Verstraeten, 2012). Informações

como crescimento da duna e migração podem ser

obtidas através de séries temporais de imagens de

Sensoriamento Remoto (ex: Pye, 1982; Bailey &

Bristow, 2004; Hugenholtz & Wolfe, 2005).

CONSIDERAÇÕES FINAIS

Como considerações finais desta monografia,

pode-se destacar que:

- Os dois métodos indiretos de investigação

aqui descritos, em geral, são eficazes e

complementam-se na caracterização do sistema

eólico. O Sensoriamento Remoto é capaz de

fornecer informações acerca de aspectos

geomorfológicos das feições eólicas costeiras

(geometria, morfologia, altimetria, textura, entre

outros) enquanto que o Georradar fornece

informações acerca da estratigrafia das feições

(geometria deposicional interna, superfícies

limitantes, sentido de deposição, entre outros);

- No Sensoriamento Remoto de solos

arenosos e com boa drenagem (como é o caso de

dunas) observa-se o aumento da reflectância com

o aumento dos comprimentos de onda,

especialmente na região do visível e

infravermelho do espectro eletromagnético;

- A textura do solo e a quantidade de matéria

orgânica nele contida influenciam na reflectância

do mesmo. Solo 100% arenoso e seco e irá

apresentar maior reflectância, e esta diminui com

a presença de umidade ou matéria orgânica, nas

regiões do visível e infravermelho próximo;

- Dados altimétricos podem ser adquiridos por

Sensoriamento Remoto ativo (RADAR e

LIDAR).

- A resolução espacial dos produtos de

Sensoriamento Remoto irá definir quais os tipos

de informações poderão ser extraídas dos

produtos. Dependendo da dimensão das feições

eólicas e da resolução espacial das imagens

obtidas da área de estudo, pode-se extrair

diferentes tipos de informações. Por exemplo, a

morfologia de uma duna barcana com uma crista

de 10 m de extensão pode ser facilmente

visualizada e identificada em imagens de

sensores ópticos de alta resolução (ex.:

Quickbird, SPOT), enquanto que em imagens de

baixa resolução espacial (ex.: LANDSAT)

apenas o reconhecimento e delimitação da área

arenosa (ou campo de dunas) em que esta duna se

encontra pode ser identificada;

- Dados de Georradar podem fornecer

informações da estrutura interna das dunas,

principalmente as superfícies limitantes

presentes. Devido ao reduzido tamanho destas

estruturas, as mesmas são identificadas, na

maioria dos estudos realizados, com a utilização

de antenas com frequência de, no mínimo, 200

MHz ou maior. Detalhamento maior das

estruturas (da ordem de centímetros) tem sido

possível com uso de antenas com frequências

mais altas. Isto se deve ao fato de que, nos dados

de Georradar, a resolução vertical está

relacionada à frequência das antenas utilizadas na

coleta dos dados;

- Diversos estudos internacionais e nacionais

demonstram a potencialidade da utilização de

Sensoriamento Remoto e Georradar na

caracterização geomorfológica e estratigráfica de

feições eólicas, contribuindo também no resgate

da morfodinâmica pretérita e evolução dos

depósitos eólicos.

Ainda que os dados de Georradar forneçam

importantes informações sobre a estratigrafia dos

depósitos, dados de Sensoriamento Remoto são

também importantes para complementar e

subsidiar os estudos. Cabe salientar que na grande

maioria dos estudos que utilizaram dados de

Georradar, produtos de Sensoriamento Remoto

foram utilizados para planejamento de coleta de

seções, bem como para análise prévia na

morfologia das dunas, assim como outras

geotecnologias como Sistemas de

Posicionamento para localização espacial dos

perfis coletados.

É importante deixar claro também que

observações de campo são sempre necessárias

para validar/corroborar os dados virtuais dos

Rockett

GRAVEL

35

produtos obtidos indiretamente. As

interpretações dependem também de dados

complementares, como por exemplo dados de

vento, no caso de estudos em dunas eólicas ativas,

e ou coletas in situ (sedimentos, testemunhos de

sondagem, etc).

AGRADECIMENTOS

A autora agradece aos professores Dr.

Eduardo G. Barboza, Dr. Nelson L. S. Gruber e

Dr. Patrick Hesp, pela orientação, e às

acadêmicas Débora S. Watanabe e Marina R.

Fagundes, pela ajuda na confecção de figuras

para este manuscrito. O texto aqui publicado é

parte da Monografia de Qualificação para

Doutorado da autora, no Programa de Pós-

Graduação em Geociências - linha de Geologia

Marinha e Costeira, da Universidade Federal do

Rio Grande do Sul.

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