sensoriamento remoto e georradar aplicados à caracterização de
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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
barlavento e superfície deposicional
generalizada), ou subcrítico (ângulo de
cavalgamento > ângulo entre superfícies de
barlavento e superfície deposicional
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.
Sensoriamento Remoto e Georradar aplicados à Caracterização de Sistemas Eólicos Costeiros (Uma Revisão)
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.
Sensoriamento Remoto e Georradar aplicados à Caracterização de Sistemas Eólicos Costeiros (Uma Revisão)
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
Sensoriamento Remoto e Georradar aplicados à Caracterização de Sistemas Eólicos Costeiros (Uma Revisão)
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
Sensoriamento Remoto e Georradar aplicados à Caracterização de Sistemas Eólicos Costeiros (Uma Revisão)
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
Sensoriamento Remoto e Georradar aplicados à Caracterização de Sistemas Eólicos Costeiros (Uma Revisão)
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
Sensoriamento Remoto e Georradar aplicados à Caracterização de Sistemas Eólicos Costeiros (Uma Revisão)
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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