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Revista Brasileira de Geofísica

Print version ISSN 0102-261X

Rev. Bras. Geof. vol.26 no.4 São Paulo Oct./Dec. 2008

http://dx.doi.org/10.1590/S0102-261X2008000400013 

O método transiente eletromagnético (tem) aplicado ao imageamento geoelétrico da bacia de resende (RJ, Brasil)

 

 

Hans Schmidt SantosI; Jean Marie FlexorII

IPrograma de Pós-Graduação em Geofísica, Observatório Nacional, Rua General José Cristino, 77, 20921-400 Rio de Janeiro, RJ, Brasil. Tel. (22) 2760-6018 -E-mail: hans@on.br
IICoordenadoria de Geofísica, Observatório Nacional, Rua General José Cristino, 77, 20921-400 Rio de Janeiro, RJ, Brasil. Tel. (21) 2719-7593; Fax (21) 2704-2322 -E-mail: flexor@on.br

 

 


RESUMO

Este trabalho aborda a aplicação do método geofísico Transiente Eletromagnético (TEM - no domínio do tempo) na região da Bacia de Resende, Rio de Janeiro, Brasil. Nesta bacia, foi efetuado em 2001, um levantamento geofísico de 88 sondagens visando contribuir para o conhecimento do potencial hidrogeológico da região. Como esta área é densamente povoada e industrializada, a presença de ruído eletromagnético tende a dificultar a utilização do método. Os dados foram interpretados utilizando um algoritmo de inversão 1-D, que exprime o decaimento da voltagem induzida em termos de resistividade com a profundidade. Os valores da resistividade mostram a existência de camadas superficiais altamente condutivas (~5Ω.m) e o valor de 200Ω.m para uma resistividade de transição que corresponde ao embasamento geoelétrico, sendo adotada com base em dados litológicos e estratigráficos da bacia com um ajuste fino calibrado na inversão 3-D de dados gravimétricos. A partir das inversões 1-D foi construída uma imagem geoelétrica da geometria do embasamento. Apesar das propriedades físicas envolvidas (densidade e resistividade) não terem nenhuma relação física entre si, a topografia do embasamento gravimétrico foi utilizada para obter, por interpolação, profundidades que não foram atingidas pelo sinal produzido no método TEM. A superfície geoelétrica final tem uma topografia que pode ser considerada como representativa do embasamento da bacia. Deste modo, a utilização do método TEM na Bacia de Resende permitiu estimar os limites laterais e propor também limites em profundidades para o embasamento geoelétrico. Além disso, o imageamento geoelétrico resultante mostra distintamente a existência de três áreas: um alto estrutural central ladeado por dois baixos estruturais (depocentros), um ao leste e outro ao oeste da bacia.

Palavras-chave: método transiente eletromagnético, Bacia de Resende, estrutura geoelétrica.


ABSTRACT

This work presents an application of the Transient Electromagnetic geophysical method in the area of Basin of Resende, Rio de Janeiro, Brazil. ln this basin, it was made in 2001, a geophysical survey of 88 soundings seeking to contribute for the knowledge of the hydrogeological potential of the area. This area is densely industrialized, so noise tends to hinder the use of the method. The data were interpreted using an 1-D inversion algorithm where the resistivity in depth is estimated from the induced voltage time decay. Surface shows highly conductive layers (~5Ω.m) and the value of 200Ω.m for the transition resistivity coresponding to the geoelectric basement was suggested from lithology and stratigraphy data of the basin together with a fine adjustment gauged in the 3-D gravity model of the basin. From the 1-D inversion we built up a pseudo-3D geoelectric image of the basement geometry. Despite the physical properties involved (density and resistivity) does not have any relationship between them, the topography of a previous gravity basement was used to estimate depths that were not reached by the TEM signal. The resulting surface has a topography which is assumed be representative of the basin's basement. So, the use the TEM method in Basin of Resende allowed to estimate the lateral limits of the basin and to propose limits in depth. Three areas can be depicted: a structural high flanked by two structural lows (depocenters), one to east and the other to west of the basin.

Keywords: transient electromagnetic method, Basin of Resende, geoelectrical structure.


 

 

INTRODUÇÃO

O método transiente eletromagnético (TEM) me de a resposta eletromagnética do subsolo a variações rápidas de um campo magnético primário produzidas por pulsos de corrente elétrica num transmissor. O campo elétrico assim produzido gera correntes de Foucault no interior da Terra que se dissipam à medida que a energia é transformada em calor por efeito Joule. Por sua vez, estas correntes produzem um campo magnético secundário cujos tempos de atenuaçào estào diretamente relacionados com a resistividade subjacente.

O método TEM tem sido utilizado em diversas aplicações O seu objetivo principal é estimar a profundidade de um dado padrão de resistividade. Este padrão depende do tipo de aplicação: pesquisa mineral, estudos hidrogeofísicos, estudos ambientaise aplicações à geologia. Assim, Kafri & Goldman (2005) utilizaram o método para estudar a porosidade de aqüiferos granulares e carbonáticos e determinar os limites de intrusões salinas a partir de estimativas da condutividade do fluido e da condutividade global do aqüífero. Carrasqullla & Ulugergerll (2006) aplicaram o método Transiente Eletromagnético no mapeamento estratigráfico e no delineamento hidrogeológico num setor da parte terrestre da Bacia de Campos, no Sudeste do Brasil. O objetivo central daquele levantamento era o de mapear zonas condutoras e/ou resistivas que foram posteriormente correlacionadas com a litologia de um poço perfurado na área em estudo e cuja locação havia sido então determinada. Uma outra utilizaçào importante do método é a correção da deriva estática (static shift) que ocorre em levantamentos magnetotelúricos (MT) (Pellerin & Hohmann, 1990). Este fenômeno é provocado por heterogeneidades elétricas rasas (galvânicas) que geram campos elétricos responsáveis por um deslocamento nas resistividades aparentes. O método TEM não utiliza eletrodos de modo que não ocorre o deslocamento estático, o que permite estimar valores da resistividade que sào utilizados para acorreção deste fenômeno. Aaplicabilidade desta técnica depende de um recobrimento adequado das profundidades de investigação nos dois métodos (Spies, 1989) Finalmente, as aplicações hidrogeofísicas têm sido das mais importantes na utilização do método. Esta foi a aplicação proposta no proleto MODESTHI (Bettini, 2004), cujo objetivo era o estudo da geologia estrutural eda hidrogoologia da região da Bacia de Resende (RJ, Brasil) onde foram coletados os dados TEM utilizados neste trabalho. Assim, este trabalho apresenta o método Transiente Eletromagnético e sua aplicação para o imageamento geoelétrico do embasamento da Bacia de Resende, RJ, Brasil.

 

METODOLOGIA

Um campo magnético variável é produzido por pulsos de corrente através de um transmissor (Fig. 1).

 

 

Por sua vez, o campo magnético induzido produz um sistema de correntes que difunde verticalmente para baixo. A magnitude e a distribuição destas correntes dependem da resistividade da subsuperfície. O campo magnético secundário resultante induz uma voltagem na bobina receptora que decai em função do tempo. Este tempo está diretamente associado à distribuiçào da resistividade em profundidade: em sedimentos mais resistivos, estas correntes decaem lentamente e penetram profundidades maiores enquanto que em sedimentos mais condutivos, as correntes são atenuadas rapidamente (Fig. 2).

 

 

Revisão teórica

O comportamento dos campos EM em meios homogênoos e isotrópicos (de condutividade elétrica σ constante, de permissividade elétrica é uniforme e permeabilidade magnética µ) é regido pelo conjunto das equações de Maxwell (unidades S.I.).

em que B é a indução magnética (Tesla), D é o deslocamento elétrico ou (C/m 2), E é a intensidade de campo elétrico (V/m), H é a intensidade de campo magnético (A/m) e ρ é a densidade de carga elétrica (C/m 3).

A permeabilidade e permissividade da Terra são assumidas constantes (µr 4π . 10-7N . A-2 e r 8,85 . 10-12 F/m ). Devido à aproximação quase estacionária dos campos EM (ω∈ << σ), a corrente de deslocamento pode ser desprezada e os campos se propagam por difusão. A penetração de campos quase estacionários F numa terra homogênea é descrita pela equação de difusão:

Profundidade de investigação

Estimar a profundidade de investigação é de fundamental importância para se planejar e interpretar sondagens EM. Em uma Terra 1-D, uma excitação impulsiva de magnitude ho(t= 0), produz campos transientes descritos pelas expressões:

e

em que t é o tempo segundo o qual os campos decaem, σ é a condutividade (que se deseja estimar), z a profundidade de penetração, µ0 a permeabilidade magnética do vácuo e erfc é A função erro complementar (Nabighian & Macnae, 1991).

O máximo do campo elétrico transiente está localizado na profundidade de difusão:

que, por sua vez, se desloca com a velocidade.

A amplitude máxima das correntes induzidas difunde verticalmente para baixo, fornecendo informações sobre regiões mais profundas à medida que o tempo aumenta. Durante uma sondagem, várias centenas de transientes são registradas e empilhadas de modo a reduzir os efeitos do ruído de fundo eletromagnético (eletricidade atmosférica e ruído cultural), bem como do ruído instrumental. A Tabela 1 mostra valores típicos de profundidades investigadas através do método TEM (assumindo bobinas transmissoras quadradas de 200m de lado com uma corrente de 20A e nível de ruído de 0,5 nV/m2) (Spies & Frischknecht,1991 ).

 

 

Seja um semi-espaço estratificado que corresponde a uma geometria adequada para uma proposta de estudo geoelétrico de uma bacia sedimentar. No início do processo, as correntes estão concentradas próximas à superfície do solo e a voltagem induzida independe do tempo, Neste instante, a voltagem é proporcional à resistividade mais superficial - este é o chamado estágio "inicial" ou "precoce" (early times). à medida que o tempo vai passando, o máximo da intensidade das correntes de Foucault vai difundindo em profundidade e a voltagem é proporcional a t-5/2 e a ρ-3/ 2, em que t é o tempo e ρ a resistividade das camadas mais profundas - este é o chamado estágio "tardio" (late times) A feição do transiente não é diretamente representativa da seção geoelétrica do local da sondagem. Esse ponto é ilustrado pela Figura 3, que mostra a voltagem induzida acima de uma região de duas camadas, com a resistividade da primeira camada constante e a da segunda, variável.

 

 

Inicialmente, as curvas são horizontais. Com o passar do tempo, a voltagem começa a diminuir atingindo o estágio em que é proporcional a t-5/2. As curvas mais representativas da estrutura resistiva são obtidas convertendo as curvas de voltagem para resistividade aparente. Isso éfeito comparando a voltagem observada com a voltagem que seria medida acima de um semi-espaço homogéneo de resistividade ρ1.

em que ρaé a resistividade aparente, γ à um número real, Vobs a voltagem observada no instante t e Vun a voltagem que seria observada no semi-espaço ρ1no instante t. é importante ressaltar que é preciso saber antecipadamente o valor de ρ1para calcuklr Vun. Assumindo um estágio tardio para o campo fazendo γ = 2/3 na Eq. (10) (Kaufmann & Keller, 1983), obtém-se:

em que µ é a permeabilidade magnética, r o raio do transmissor, Mr o momento da bobina receptora, I a corrente de transmissão, t o tempo escoado após a atenuação da corrente e V a voltagem induzida na bobina receptora.

Devido a limitações dos equipamentos, transientes menores que 100 µs podem ser de difícil detecção. A estimativa da resistividade da primeira camada é então possível para uma espessura minima h1 dada por:

Deste modo, os dados devem ser obtidos anteriormente a 1 para estimar com confiança o valor da resistividade desta primeira camada (Fitterman & Stewart, 1986).

A voltagem induzida na bobina receptora é o produto do momento da bobina receptora Mr pela derivada da densidade do fluxo magnético vertical. O nível de ruido natural derivado do fluxo magnético é da ordem de 10-9 a 10-10 V/m2 .

Dessa forma, resolvendo aEq. (11) para v/Mr, vem:

em que Mt é o momento da bobina transmissora Mt = 2πr2 I para bobinas circuklres de raio r e Mt =L2I para espiras quadradas de lado L .

Durante aaquisição de dados TEM várias configurações para o transmissor (Tx) e o receptor (Rx) são possíveis. As mais comumente utilizadas estão esquematizadas na Figura 4:

 

 

a) bobina receptora localizada na parte central do arranjo (iloop):
b) bobinas coincidentes ou bobina única (coincident loop ou single loop): e
c) bobinas dispostas klteralmente

As dimensões das bobinas, geralmente de forma quadrada, podem variar de 1 x 1m até 2000 x 2000m para investigações de grande profundidade. Aumentando a área do transmissor, aumenta-se o momento da fonte, contribuindo para a melhoria do sinal no receptor, e é então possível investigar estruturas mais profundas (Santos, 2006). No levantamento realizado neste trabalho, todas as sondagens TEM foram efetuadas com geometrias coincident loop ou single loop.

As sondagens realizadas neste trabalho foram efetuadas com um equipamento SIROTEM MK3, da Geoinstruments Pty Ltd. A corrente no transmissor, em condições normais de operação, pode atingir 10 A e a área do laço de corrente pode variar de 1 a 99999 m2. O cálculo da resistividade aparente para um semi-espaço homogêneo é baseado na fórmula assintótica (Geoinstruments Pty, 1996).

em que r é a resistividade aparente, A a área efetiva da espira, b ocomprimento do lado da bobina, (V/I) a resposta transiente, e t o tempo de atenuação.

 

A AQUISiÇÃO DOS DADOS

Contexto geológico da Bacia de Resende

A Bacia de Resende constitui um segmento do Rift Continental do Sudeste do Brasil localizado no extremo sudoeste do Estado do Rio de Janeiro, abrangendo os municípios de Barra Mansa (distrito de Floriano), Quatis, Porto Real, Resende e Itatiaia. A extremidade ocidental da bacia está situada na área da INB (Indústrias Nucleares do Brasil), próxima à sede distrital de Engenheiro Passos (município de Resende), e a extremidade oposta é aproximadamente limitada pela Ferrovia do Aço, no município de Quatis, próxima à divisa com o município de Barra Mansa. Essa bacia é uma depressão tectónica encaixada entre as montanhas da Serra da Mantiqueira que a limitam a N-NW e as montanhas da Serra da Bocaina a S-SE. Com as Bacias de São Paulo, Taubaté e Volta Redonda, a Bacia de Resende constitui o grupo de bacias continentais tafrogênicas denominadas "Sistemas Rift da Serra do Mar" por Almeida (1976) e redefinidas por Riccomini (1989) como o "Rift Continental do Brasil Sudeste". Geograficamente, a área em questão situa-se entre os paralelos 22º22' e 22º30' de latitude S, e 44º12' e 44º30' de longitude W(Fig 5). A bacia possui cerca de 47 km de comprimento. Sua largura média é de 4,5 km, tendo largura máxima de 7,3 km a oeste da cidade de Resende, e mínimade 1,2 km a oeste da cidade de Itatiaia (Bettini, 2004)

O preenchimento sedimentar desta bacia é constituído essencialmente por sucessões deposicionais terciárias de origem aluvial e por sedimentos quaternários. A composição e os limites dessa bacia são mostrados na Figura 6 (Bettini, op. cit.).

 

 

A Bacia de Resende tem a peculiaridade de ter um preenchimento sedimentar altamente condutivo na superfície o que tende a diminuir a profundidade de difusão do sinal induzido. Observou-se que em algumas estações o sinal tendia a se dissipar nos horizontes mais superficiais e poderia não alcançar as regiões mais profundas resultando na seleção das melhores sondagens e no inevitável descarte de dados inutilizáveis.

O levantamento foi efetuado com a realização de 88 sondagens, distribuídas em uma malha aproximadamente regular de cerca de 2km de lado (Fig 7). A previsão inicial de um programa com mais de 100 sondagens TEM não foi levada adiante devido a dificuldades de acesso e condições inadequadas da topografia para a instalação do sistema de bobinas.

 

 

A INTERPRETAÇÃO DOS DADOS

O objetivo da utilização do método TEM foi estimar a distribuição da condutividade em subsuperfície na Bacia de Resende a partir das observações dos tempos de atenuação das voltagens induzidas na bobina receptora. A resposta do meio geológico a uma excitação de magnitude (produzida no transmissor), solução do problema direto no método TEM é dada pelos campos transientes expressados nas Eqs (6) e(7).

Em termos do problema inverso, a estimativa da resistividade é obtida resolvendo o sistema linear:

em que d é o vetor das observações de dimensão N, G é a matriz que relaciona as observações com o modelo, W e R representam respectivamente, a matriz peso e a matriz regularização.

Inversões 1-D foram aplicadas a estações que puderam fornecer curvas de atenuação da voltagem induzida pouco distorcidas (Fig 8).

 

 

Mesmo assim, algumas sondagens não puderam ser utilizadas para fins de inversão, devido ao intenso ruído eletromagnético existente na região como, por exemplo, redes de alta tensão aéreas e subterrâneas, cercas e dutos metálicos.

Uma maneira alternativa de representar a resistividade aparente é através do tempo de atenuação do sinal induzido (Fig 9).

 

 

O resultado da inversão 1-D para cada estação gera um modelo de camadas com resistividades e espessuras específicas. Com as curvas editadas (Fig 10) é possível realizar a inversão com um modelo de até 8 camadas.

 

 

Nesse trabalho, adotou-se para todas as estações um modelo de 6 camadas, como se observa na Figura 11.

 

 

Baseando-se inicialmente em dados estruturais, litológicos e estratigráficos da bacia obtidos no projeto MODESTHI, a profundidade do que se convencionou denominar embasamento geoelétrico é estimada assumindo um valor de 200 Ω.m para a zona de transição. A profundidade de investigação para todo o conjunto de dados variou entre espessuras da ordem do metro na borda do embasamento geoelétrico até uma espessura máxima de 550 m.

Os dados gravimétricos existentes na Bacia de Resende serviram de apoio para uma melhor definição da estrutura geoelétrica em estações onde não foi possível obter dados TEM confiáveis. As estações TEM que apresentaram resultados críticos estão indicadas na Figura 12.

 

 

Para construir a imagem geoelétrica decidiu-se que os dados ausentes poderiam ser estimados por interpolação utilizando a informação gravimétrica.

Evidentemente, não há relação direta entre a densidade e a resistividade do terreno, em subsuperfície. Entretanto, pode se assumir uma semelhança entre as geometrias da bacia deduzidas através dos dois métodos, levando em consideração que os métodos eletromagnéticos apresentam melhor resolução em profundidade do que os métodos potenciais. Nesse contexto, foi utilizado o imageamento gravimétrico produzido pela anomalia residual de Bouguer (Escobar et al., 1999), (Fig, 13).

Assim, os vazios da modelagem geoelétrica puderam ser estimados assumindo uma relação linear com a geometria gravimétrica. Convencionou-se então que o maior valor encontrado para a profundidade do embasamento pelo método TEM (555,12 m) corresponde ao valor mínimo da anomalia de Bouguer residual encontrado no mapa (-4,5 mGal), Foi então gerada a seguinte Tabela de correções:

 

 

Uma representação da geometria do embasamento é então mostrada na Figura 14 onde a superfície foi gerada com as inversões 1-D da resistividade em cada estação.

 

DISCUSSÃO E CONCLUSÕES

O imageamento geoelétrico (representação da geometria do fundo da bacia) do embasamento da Bacia de Resende obtido neste trabalho é o resultado de diversos procedimentos e hipóteses discutidos aqui. O método TEM, como todo método geofísico eletromagnético, tem a capa cidade de estimar a resistividade em subsuperfície. Entretanto o seu uso em regiões de alta condutividade superficial e de alto ruído eletromagnético está sujeito a limitações pois o sinal transiente é rapidamente atenuado e pode ser mascarado pelo ruído. De fato, em diversas sondagens não se obteve resultados aceitáveis para o trabalho.

A proposta de um valor de 200 Ω.m para a resistividade de transição para o embasamento geoelétrico baseia-se inicialmente em dados estruturais, litológicos e estratigráficos da bacia obtidos no projeto MODESTHI (Bettini, 2004). Entretanto, ainda persistia uma ampla faixa de valores possíveiS para a resistividade que pôde ser suficientemente estreitada através de uma calibração apoiada na Inversão 3-D dos dados gravimétricos da bacia. Na região sudoeste da bacia, o método TEM não produziu resultados aceitáveis para um conjunto de 5 estações por se encontrar em uma região muito condutilva e com alto nível de ruido eletromagnético. Estas sondagens não puderam ser dlretamente utilizadas, e, como estas estações representam uma porção diminuta e bem localIZada na bacia, optou-se em propor profundidades geoelétricas por interpolação utilizando informações gravimétricas

Esta foi a solução escolhida para não deixar a imagem geoelétrica com uma falha importante. De qualquer modo, qualquer outro tipo de interpolação ou de estimativa indireta inferida conduziria a resultados da mesma ordem de grandeza. Assim a perspectiva de um erro importante para estas medidas não é muito grande e os procedimentos assumidos podem ser considerados aceitáveis.

O imageamento pseudo-3D aqui obtido e que nada mais é do que uma superfície construída a partir das inversões 1-D, pode ser considerado aceitável como primeira proposta para o embasamento geoelétrico. As semelhanças com a modelagem 3-D dos dados gravimétricos vêm corroborar a adequação do procedimento adotado.

Dessa forma, a aplicação dos métodos TEM na Bacia de Resende permitiu estimar os limites laterais da bacia e propor limites em profundidades para o que se decidiu denominar de embasamento geoelétrico. O imageamento geoelétrico da bacia permitiu também distinguir três áreas, ou seja: um alto estrutural central ladeado por dois baixos estruturais (depocentros), um ao leste e outro ao oeste da bacia.

 

REFERÊNCIAS

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Recebido em 4 junho, 2008 / Aceito em 30 setembro, 2008
Received on June 4, 2008 / Accepted on September 30, 2008

 

 

NOTAS SOBRE OS AUTORES

Hans Schmidt Santos é mestre em Geofísica titulado no programa de Pós-graduação do Observatório Nacional no Rio de Janeiro. Sua principal área de interesse é o eletromagnetismo com aplicações à Geofísica.

Jean Marie Flexor é pesquisador titular do Observatório Nacional e vem realizando pesquisas em Geofísica desde 1971 quando implantou um laboratório de Geofísica Nuclear na Universidade Federal da Bahia. Desde então tem realizado pesquisas em Geofísica Nuclear e em métodos eletromagnéticos e se dedicado à formação de mestrês e doutores em Geofísica.

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