UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA “JULIO DE MESQUITA FILHO” INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS E CIÊNCIAS EXATAS Trabalho de Conclusão de Curso Curso de Graduação em Geologia MODELAGEM NUMÉRICA DE FLUXO NO SISTEMA AQUÍFERO CRISTALINO, MUNICÍPIO DE ITU (SP) Juan Navarro Prof. Dr. Chang Hung Kiang (orientador) Msc. Bruno Zanon Engelbrecht (coorientador) Rio Claro (SP) 2018 UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA “Júlio de Mesquita Filho” Instituto de Geociências e Ciências Exatas Câmpus de Rio Claro JUAN NAVARRO MODELAGEM NUMÉRICA DE FLUXO NO SISTEMA AQUÍFERO CRISTALINO, MUNICÍPIO DE ITU (SP) Trabalho de Conclusão de Curso apresentado ao Instituto de Geociências e Ciências Exatas - Câmpus de Rio Claro, da Universidade Estadual Paulista Júlio de Mesquita Filho, para obtenção do grau de Geólogo. Rio Claro - SP 2018 N322m Navarro, Juan Modelagem numérica de fluxo no Sistema Aquífero Cristalino, município de Itu (SP) / Juan Navarro. -- Rio Claro, 2018 69 p. : il., tabs. Trabalho de conclusão de curso (Bacharelado - Geologia) - Universidade Estadual Paulista (Unesp), Instituto de Geociências e Ciências Exatas, Rio Claro Orientador: Chang Hung Kiang Coorientador: Bruno Zanon Engelbrecht 1. Aquífero cristalino. 2. Modelagem numérica de fluxo. 3. Teste de bombeamento. 4. Isótopos ambientais. I. Título. Sistema de geração automática de fichas catalográficas da Unesp. Biblioteca do Instituto de Geociências e Ciências Exatas, Rio Claro. Dados fornecidos pelo autor(a). Essa ficha não pode ser modificada. JUAN NAVARRO MODELAGEM NUMÉRICA DE FLUXO NO SISTEMA AQUÍFERO CRISTALINO, MUNICÍPIO DE ITU (SP) Trabalho de Conclusão de Curso apresentado ao Instituto de Geociências e Ciências Exatas - Câmpus de Rio Claro, da Universidade Estadual Paulista Júlio de Mesquita Filho, para obtenção do grau de Geólogo. Comissão Examinadora Prof. Dr. Chang Hung Kiang (orientador) Dr. Elias Hideo Teramoto Msc. Roger Dias Gonçalves Rio Claro, 29 de novembro de 2018. Assinatura do aluno Assinatura do orientador “...após contemplação e reflexão, quando vós percebeis que algo é conforme ao que é razoável e leva ao que é bom e benéfico tanto para vós quanto para os outros, então o aceiteis e façais disto a base de sua vida.” Gautama Buddha – Kalama Sutra AGRADECIMENTOS Aos meus pais, Fabiano e Telma, e aos meus irmãos, Nicolás e Lorena, que sempre es- tiveram ao meu lado, me ensinando e apoiando, dando o melhor que podem dentro de suas possibilidades. Agradeço pela companhia nesta longa e bela caminhada que se chama Vida. À FUNDUNESP, pelo apoio financeiro, sem o qual este trabalho não seria possível. À Companhia Ituana de Saneamento (CIS), pelos dados fornecidos e por toda colabo- ração, sobretudo através dos funcionários Reginaldo Santos e Mauricio Camilo Franco. Ao Professor Dr. Chang Hung Kiang, pela orientação e oportunidade de desenvolver estudos junto à sua equipe. Ao coorientador e companheiro das empreitadas de campo, Msc. Bruno Zanon Engel- brecht, pelos ensinamentos, conselhos, críticas, paciência e amizade ao longo destes anos, bem como pela revisão criteriosa do trabalho. Aos parceiros de LEBAC: Elias Hideo Teramoto e Roger Dias Gonçalves, pelo com- panheirismo e pelas discussões construtivas no campo de hidrogeologia e modelagem; a Mar- cia Regina Stradioto e Emílio Carlos Bassinello Hespanhol, pelo auxílio com as análises iso- tópicas. Ao irmão que encontrei na graduação, Vitor da Silva Sato. Pessoa única a quem muito admiro e considero, companheiro na (hidro)geologia, nos treinos de kung-fu e nas reflexões filosóficas. Obrigado por todo o apoio dado nesta jornada, pelas conversas sobre os mais vari- ados temas que se entrelaçam nesse grande mistério que é a Vida e, principalmente, pela Amizade. Que possamos sempre nos recordar de que a beleza está em cada passo que damos no Caminho. A Letícia Kwong e Paloma Promenzio (melhor trio do Brasil), parceiras de todas as horas (sobretudo das madrugadas passadas em claro trabalhando). Obrigado por cuidarem de mim quando me acidentava nos campos, pelos momentos de desabafo dessa loucura que é a graduação e pelo apoio mútuo nas horas de necessidade. Vocês são amigas incríveis. Agradeço a Luís Gustavo Trettel (Varvito), Nuno Vieira, Ana Flávia Soffiati, Caroline Favoreto, Ian Yonezawa, Henrique Bazzo, Ivan Roberto de Souza, Gabriel Leite, Pedro Paulo Costa e Marcela Nogueira, pela amizade e companheirismo em todos estes anos. Por fim, agradeço a todos aqueles cujos caminhos um dia se cruzaram com o meu. RESUMO O sistema aquífero cristalino ocorre na porção leste do estado de São Paulo, com 61.312 km2 de área. Devido à baixa produtividade associada a este aquífero, ainda é pouco utilizado como recurso hídrico, cenário que tem se alterado frente à crescente demanda dos municípios. Estu- dos anteriores associam maiores produtividades à existência de lineamentos expressivos, manto de alteração espesso ou à presença de fraturas de pouca expressão conectadas a corpos d’água. Com o objetivo de compreender a dinâmica governante do fluxo subterrâneo em ter- renos cristalinos, tendo enfoque na contribuição de corpos d’água superficiais na produção de poços tubulares profundos, o presente estudo confeccionou modelo numérico de fluxo com base em informações reunidas a partir de levantamento litoestrutural de campo, interpretação de curva diagnóstica de teste de bombeamento e análise de isótopos estáveis. O método utili- zado para elaboração do modelo numérico foi o dos elementos finitos, através do algoritmo FEFLOW. O levantamento das estruturas aponta predominância de duas famílias principais de fraturas, ambas subverticais e com alta frequência; o modelo analítico ajustado para as curvas de rebaixamento e derivativa foi o de fratura vertical; e os dados isotópicos sugerem a contribuição de águas superficiais na produção de poço tubular profundo situado próximo a corpo d’água. O modelo conceitual elaborado admite um conjunto de descontinuidades sub- verticais interconectadas hidraulicamente e responsáveis por conectar o poço de bombeamen- to ao rio. Com base nos resultados da simulação numérica, a contribuição máxima de água superficial na produção do poço, após 1440 minutos de bombeamento contínuo, foi estimada em 12,6%, enquanto o aquífero seria responsável por 87,3% do volume extraído. Palavras-chave: Aquífero cristalino. Modelagem numérica de fluxo. Teste de bombeamento. Isótopos ambientais. ABSTRACT The crystalline aquifer system occurs in the eastern portion of São Paulo state, with 61,312 km2 area. Due to the low productivity associated to this aquifer, it is still few used as a water resource, a scenario that has changing with the growing cities demand. Previous studies has associated higher productivity to the existence of expressive lineaments, a thick weathe- red zone, or the presence of few expressive fractures connected to water bodies. With the ob- jective of understanding the groundwater governing dynamics in crystalline terrains, focusing on surface water contribution in deep tubular wells production, the present study developed a numerical flow model based on information gathered from field lithostructural survey, inter- pretation of pumping test diagnostic plot and stable isotopes analysis. The finite elements me- thod was used to elaborate the model through FEFLOW algorithm. The structural survey shows predominance of two main fracture families, both vertical and high frequency; the ver- tical fracture analytical model was fitted to drawdown and derivative plots; the isotopic data suggest surface water contribution in deep tubular well production located next to water body. The conceptual model elaborated admits a set of hidraulically interconnected subvertical dis- continuities, responsible for connecting the pumping well to the river. Based on the numerical simulation results, the maximum contribution of surface water in the well production after 1440 minutes of continuous pumping was estimated at 12.6%, while the aquifer would account for 87.3% of the volume extracted. Keywords: Crystalline aquifer. Numerical flow modeling. Pumping test. Environmental iso- topes. SUMÁRIO 1. INTRODUÇÃO..............................................................................................................9 2. CONCEITOS GERAIS.................................................................................................12 2.1. Modelos em Hidrogeologia............................................................................12 2.1.1. Método dos Elementos Finitos........................................................14 2.2. Testes de Bombeamento e Análise da Derivativa..........................................15 3. CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO........................................................18 3.1. Clima..............................................................................................................19 3.2. Geologia.........................................................................................................20 3.2.1. Contexto Estrutural..........................................................................23 3.3. Geomorfologia................................................................................................25 3.4. Hidrogeologia.................................................................................................26 4. MATERIAIS E MÉTODOS..........................................................................................29 4.1. Levantamento Litoestrutural...........................................................................29 4.2. Isótopos Ambientais........................................................................................30 4.3. Teste de Bombeamento e Análise da Curva Diagnóstica................................31 4.4. Modelo Conceitual e Simulação Numérica de Fluxo......................................32 5. RESULTADOS E DISCUSSÕES..................................................................................34 5.1. Levantamento Litoestrutural............................................................................34 5.1.1.Padrão de Fraturamento.....................................................................38 5.2. Isótopos Ambientais........................................................................................39 5.3. Teste de Bombeamento e Análise da Curva Diagnóstica................................41 5.4. Modelo Conceitual...........................................................................................43 5.5 Modelo Numérico.............................................................................................45 5.5.1. Discretização do Modelo..................................................................45 5.5.2. Condições Iniciais.............................................................................46 5.5.3. Condições de Contorno e Elemento Discreto...................................47 5.6. Simulação em Regime Transiente...................................................................49 5.6.1. Parâmetros Hidrodinâmicos.............................................................49 5.6.2. Calibração.........................................................................................50 5.6.3. Análise de Sensibilidade...................................................................52 5.6.4. Análise de Curva Diagnóstica Simulada...........................................53 5.6.5. Balanço de Fluxo e Proporção de Mistura........................................57 5.6.6. Potenciometria Simulada e Rebaixamento.......................................59 6. CONCLUSÕES..............................................................................................................61 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS...............................................................................62 ANEXO I – Dados referentes ao teste de bombeamento...................................................66 9 1. INTRODUÇÃO As rochas ígneas e metamórficas pré-cambrianas, componentes do embasamento cris- talino, afloram em uma área correspondente a cerca de 58% do território brasileiro, totalizan- do 5.400.000 km2 (CAVALCANTE, 1990). No estado de São Paulo, estas rochas afloram em sua porção sudeste (Figura 1.1), com cerca de 61.312 km2 (DAEE/LEBAC, 2013), o que per- faz, aproximadamente, 24,7% do território estadual. Figura 1.1: Distribuição geográfica do embasamento cristalino aflorante ao longo do estado de São Paulo. O conjunto de aquíferos inseridos neste arcabouço é denominado Sistema Aquífero Cristalino (SAC) e, considerando-se sua expressiva extensão territorial, constitui importante reserva de recursos hídricos para abastecimento público e uso industrial e agropecuário. En- tretanto, até o ano de 2013, apenas 35% dos munícipios localizados no SAC utilizavam-se de águas subterrâneas, possivelmente devido à dificuldade de obtenção de poços com altas va- zões no aquífero cristalino (cerca de 83% deles alcançam vazão específica de 0,5 m3/h/m) (DAEE/LEBAC, 2013), o que aliado às taxas de precipitação relativamente elevadas do leste paulista, tem feito das águas subterrâneas uma fonte de importância secundária. Nos últimos 10 anos este cenário tem apresentado sinais de modificação, decorrentes do crescimento popula- cional e expansão da malha urbana nos grandes centros metropolitanos localizados no SAC (regiões de São Paulo, Campinas e Sorocaba), bem como pela recente crise hídrica de 2014/2015 e suas consequências para o abastecimento hídrico dos munícipios. Considerando-se os valores extremamente baixos de condutividade hidráulica primária (intergranular) nas rochas constituintes do SAC, a percolação da água concentra-se no manto de alteração e em descontinuidades existentes no maciço. Assim, a prospecção de águas sub- terrâneas em terrenos cristalinos, classicamente, baseia-se na identificação de importantes li- neamentos regionais através de fotografias aéreas, sensoriamento remoto, e análise de aflora- mentos (SÁ, 2000); posteriormente, tenta-se correlacionar eventuais estruturas encontradas com a evolução tectono-estrutural da área, buscando-se sobretudo estruturas rúpteis e parale- las à direção de esforço principal (σ1), as quais configurariam fraturas de extensão. Durante a perfuração de poços no aquífero cristalino, é comum que a obra seja execu- tada baseando-se na premissa de que quanto maior a profundidade perfurada, maiores serão as probabilidades de se obter vazões melhores (CAVALCANTE, 1990). No entanto, diversos estudos mostram a importância hidrogeológica do manto de intemperismo em arcabouços cristalinos. O manto de alteração, sobretudo o último horizonte do regolito, é o que mais con- tribui na transferência de água subterrânea para o meio fraturado (CAVALCANTE, 1990). Embora as condutividades hidráulicas do manto possam apresentar valores relativamente bai- xos, a espessura do pacote de rocha intemperizada, comumente elevada em regiões tropicais, pode resultar em transmissividades médias, contribuindo para a obtenção de vazões mais ele- vadas (CAVALCANTE, 1990). Atestando esta influência, Aguiar et al. (1984) apresentam vazões em zonas aquíferas fraturadas sem manto de alteração com valores na ordem de 3 m3/h, com máximos de 10 m3/h, enquanto para áreas com espessura significativa do manto de alteração, estes valores sobem para 10 a 20 m3/h, podendo atingir extremos de 70 m3/h. Com a possibilidade do man- to de alteração corresponder a zonas aquíferas, a alternativa de poços rasos torna-se uma rea- lidade, posto que seriam capazes de fornecer o volume de água necessário e por um custo de obra consideravelmente menor (CAVALCANTE & REBOUÇAS, 1990). Para complementar os cenários apresentados, nos quais importantes lineamentos e es- pessos mantos de alteração contribuiriam para a produtividade de aquíferos cristalinos, exis- tem autores que associam a produtividade de água a conjuntos de fraturas pouco expressivas, não identificáveis por fotografias aéreas ou sensoriamento remoto, e que estariam conectadas a corpos d’água superficiais (BANKS et al., 1994; MABEE et al., 2002). Engelbrecht (2017) 11 elabora modelo hidrogeológico conceitual para o aquífero cristalino no município de Itu (SP), no qual apresenta, a partir de resultados de mistura de isótopos estáveis, a possibilidade de captação indireta de água superficial por poços de alta vazão perfurados próximos a corpos d’água, estimando valores entre 50% e 80% de contribuição superficial. O presente trabalho tem por objetivo o desenvolvimento de modelo numérico de fluxo para avaliar a contribuição de água superficial na produção de poço tubular profundo perfura- do em aquífero cristalino e próximo a um trecho represado do Córrego dos Gomes, situado na bacia hidrográfica homônima, no município de Itu (SP). Espera-se que os resultados obtidos possam constituir ferramenta útil aos órgãos de abastecimento público, de modo a orientar a dinâmica de gestão dos poços de bombeamento localizados no cristalino. 12 2. CONCEITOS GERAIS 2.1. Modelos em Hidrogeologia Um modelo consiste em uma ferramenta desenvolvida para representar a realidade complexa de uma maneira simplificada (WANG & ANDERSON, 1982). Em hidrogeologia, existem dois grupos principais de modelos utilizados (ANDERSON et al., 2015; FETTER, 2001; KRESIC, 2007): (1) modelos físicos, os quais incluem “caixas de areia” e modelos aná- logos, ambos muito utilizados antes da popularização de computadores digitais; e (2) modelos matemáticos. Estes últimos consistem em um conjunto de equações diferenciais que descre- vem os fenômenos físicos do meio, e subdividem-se em modelos matemáticos analíticos e modelos matemáticos numéricos. Enquanto modelos analíticos requerem meios homogêneos e isotrópicos (condições pouco realistas considerando-se a natureza do arcabouço geológico), tornando sua aplicação limitada a sistemas simples, os modelos numéricos são capazes de so- luções mesmo em meios de maior complexidade, envolvendo heterogeneidade e anisotropia (WANG & ANDERSON, 1982). A modelagem não deve ser um fim em si mesma, mas utilizada como instrumento para elucidar um problema. De acordo com seus usos, os modelos hidrogeológicos podem ser clas- sificados em: (1) interpretativos, quando utilizados para entendimento da dinâmica do sistema aquífero ou estimativa de propriedades do aquífero; e (2) preditivos, utilizados na previsão do comportamento futuro do aquífero frente a determinado estímulo (forecast), ou ainda para recriar condições passadas (hindcast) (ANDERSON et al., 2015). O processo de modelagem consiste em etapas distintas e sucessivas, de modo que cada uma é dependente da anterior. A sequência inicia-se pela definição do propósito da modela- gem e identificação do processo natural a ser estudado. A partir disso, é elaborado modelo conceitual, utilizando-se dos conhecimentos em posse acerca do processo estudado, e assu- mindo simplificações necessárias. Busca-se, então, descrever este processo através de equa- ções matemáticas, estabelecendo condições iniciais e de contorno, de modo a confeccionar um modelo matemático. Através da aproximação numérica das equações em um sistema de equações, elabora-se o modelo numérico. Por fim, realiza-se a modelagem computacional por meio da tradução do modelo numérico para a linguagem computacional escolhida. O modelo conceitual consiste na síntese do conhecimento hidrogeológico da área e descreve, com simplificações e de maneira qualitativa, os vários fatores naturais e antropogê- nicos que governam e influenciam a dinâmica da água em subsuperfície, fornecendo o arranjo 13 necessário ao desenvolvimento do modelo numérico (ANDERSON et al., 2015; KRESIC & MIKSZEWSKI, 2013). Um modelo matemático de fluxo é composto pelos seguintes elementos básicos (AN- DERSON et al., 2015): (1) equação governante, que descreve matematicamente o fluxo den- tro do domínio simulado; (2) condições de contorno, as quais representam o fluxo ao longo dos limites; e, para problemas transientes, (3) condições iniciais, que especificam valores de uma variável dependente (carga hidráulica, por exemplo) no início da simulação. A equação governante consiste em uma combinação do princípio de conservação das massas, atestando que nenhuma água é criada ou destruída no processo, e da lei de Darcy, a qual estabelece que a água subterrânea flui da maior energia potencial para a menor (AN- DERSON et al., 2015). As condições de contorno são responsáveis por direcionar a convergência de um mo- delo para uma única solução e dividem-se em três tipos (ANDERSON et al., 2015): Tipo I – Carga especificada (condição de Dirichlet), na qual a carga hidráulica é co- nhecida e pode ser utilizada para cálculo dos pontos ao redor, sendo aplicável ao longo de drenagens hidraulicamente conectadas ao aquífero; o contorno de carga constante caracteriza-se como um caso especial de Tipo I, em que as cargas ao longo do limite são mantidas a um mesmo valor. Tipo II – Fluxo especificado (condição de Neumann), quando a derivada da carga hi- dráulica é conhecida, e o fluxo é calculado pela lei de Darcy. A chamada condição de não-fluxo consiste em um tipo especial de Tipo II, na qual o fluxo através do limite é nulo, sendo comumente usado ao longo de divisores de águas subterrâneas e contatos impermeáveis. Tipo III – Fluxo dependente da carga (condição de Cauchy), quando calcula-se o fluxo através do contorno utilizando-se a lei de Darcy e o gradiente hidráulico entre um pon- to localizado fora da condição de contorno e um ponto inserido ou próximo ao contor- no. Por se tratar de uma combinação de carga hidráulica e fluxo, também é chamada de condição mista. Em modelos em regime transiente, nos quais os valores calculados em um determina- do tempo dependem dos valores do tempo anterior, faz-se necessário especificar condições iniciais. Comumente, utiliza-se como condições iniciais a distribuição de valores de carga hi- dráulica obtida por prévia simulação em regime estacionário. Uma etapa importante durante a modelagem é a chamada calibração, na qual compara- se os valores obtidos a partir das simulações com aqueles obtidos em campo, de modo a veri- 14 ficar a acurácia da solução, e faz-se ajustes dos dados de entrada até que os valores calculados correspondam aos valores observados (WANG & ANDERSON, 1982). Após calibração, executa-se análise de sensibilidade, com a intenção de avaliar a con- fiabilidade do modelo calibrado, posto que existem incertezas vinculadas à estimativa dos pa- râmetros utilizados na alimentação do modelo. Para se determinar a sensibilidade do parâme- tro desejado, fixa-se todos os outros parâmetros em seus respectivos valores de calibração e varia-se apenas o valor do parâmetro que se deseja analisar, e avalia-se o quanto o modelo se distanciou da calibração em decorrência das alterações efetuadas (ANDERSON et al., 2015). 2.1.1. Método dos Elementos Finitos Modelos numéricos utilizam formas aproximadas da equação governante para calcular a carga hidráulica em pontos (nós) e em tempos específicos, ou seja, a solução não é contínua espacial e temporalmente (ANDERSON et al., 2015). Comumente, os métodos numéricos mais utilizados em modelagem hidrogeológica são das diferenças finitas e dos elementos fini- tos. Enquanto o primeiro aproxima a equação governante por diferenciação, o segundo o faz por integração. No método dos elementos finitos, a solução exata da equação diferencial par- cial que rege o fluxo é substituída por uma solução aproximada de uma integral por partes, sendo utilizada, comumente, a técnica de Galerkin, a qual consiste em um princípio particular de resíduos ponderados (WANG & ANDERSON, 1982). Embora o método dos elementos finitos permita a utilização de diversos tipos de ele- mentos, os mais comuns são os elementos triangulares, definidos por três nós (um em cada vértice do triângulo), sendo os valores de carga hidráulica computados nestes nós. No entanto, diferentemente do método das diferenças finitas, no qual o valor de carga é atribuído somente aos nós, o método dos elementos finitos é capaz de usar funções de interpolação e definir os valores de carga no interior dos elementos a partir dos valores dos nós (WANG & ANDER- SON, 1982). Outra importante diferença entre os dois métodos está na maior flexibilidade do método dos elementos finitos para problemas com contornos irregulares e meios heterogêneos e anisotrópicos (WANG & ANDERSON, 1982). 15 2.2. Testes de Bombeamento e Análise da Derivativa O teste de bombeamento consiste no monitoramento da vazão e do rebaixamento no poço bombeado e em demais piezômetros situados a distâncias conhecidas deste. Os dados medidos durante o teste podem ser substituídos na equação característica do poço e utilizados no cálculo de propriedades hidráulicas do aquífero (KRUSEMAN & RIDDER, 1994). A aná- lise de resultados de testes de bombeamento, associadas a informações geológicas e geofísi- cas, pode ser utilizada na construção de um modelo para entender e/ou prever o comporta- mento do reservatório em condições dinâmicas, além de fornecer valores do potencial produ- tivo do poço e da permeabilidade da formação, e apontar a presença de descontinuidades (fra- turas, por exemplo) e contornos (BOURDET, 2002). Basicamente, existem dois grupos distintos de testes de bombeamento: testes de aquí- fero e testes de produção (CUSTODIO & LLAMAS, 1996). Os testes de aquífero são execu- tados com o bombeamento de um poço a uma vazão constante e monitoramento da evolução do rebaixamento em um ou mais poços de observação. O principal objetivo destes testes é de- terminar parâmetros hidrodinâmicos do aquífero, como condutividade hidráulica, transmissi- vidade e coeficiente de armazenamento. Os testes de produção buscam determinar a vazão máxima admissível para explotação (vazão crítica) e as perdas de carga totais no poço de bombeamento, sendo feitos em três etapas de mesma duração com vazões constantes e cres- centes; neste tipo de teste, a evolução do rebaixamento é monitorada no poço de bombeamen- to. Para execução de testes de produção, pode-se utilizar a metodologia de testes sucessivos ou de testes escalonados. No caso de testes sucessivos, ocorre recuperação de nível (parcial ou total) entre as etapas de bombeamento, enquanto que nos testes escalonados o bombeamento é contínuo e a passagem de uma etapa a outra é marcada por aumento brusco da vazão, sem que haja recuperação entre as etapas. O rebaixamento observado durante o bombeamento é resultante da combinação de perdas de carga. O rebaixamento teórico corresponde à perda de carga do aquífero (KRE- SIC, 2007), e ocorre por conta do fluxo da água através do aquífero até o poço, em regime laminar, obedecendo a lei de Darcy. No entanto, o rebaixamento medido no poço de bombe- amento é maior que o rebaixamento teórico. Tal diferença está associada à perda de carga no poço, resultante de fatores construtivos como a perturbação do meio poroso próximo ao poço durante a perfuração, o desenvolvimento inapropriado do poço, filtro e/ou pré-filtro mal di- mensionados, fluxo turbulento através do filtro e/ou do pré-filtro (KRESIC, 2007). Perdas por não validez da lei de Darcy (decorrente de fluxo turbulento) podem ser importantes em poços 16 com pequeno diâmetro ou em aquíferos em que a água flui por poucas fissuras. Enquanto as perdas da formação são crescentes com o tempo, as perdas no poço independem deste. Durante um teste de bombeamento, o comportamento do rebaixamento é influenciado pelo tipo de aquífero, armazenamento do poço e existência de condições de contorno. Cada um destes fatores atua de maneira particular e sua assinatura se dá em diferentes momentos (KRUSEMAN & RIDDER, 1994), de modo que os tempos iniciais registram o armazenamen- to do poço, o período intermediário mostra particularidades do aquífero e os períodos finais apontam para condições de contorno (BOURDET, 2002). Dentre as metodologias utilizadas para interpretação de testes de bombeamento, destaca-se a curva diagnóstica, caracterizada pelo traçado simultâneo, em escala bi-logarítmica, das curvas de rebaixamento (s) e da deri- vada logarítmica do rebaixamento (∂s/∂ln t) em função do tempo (t) (BOURDET, 2002; RE- NARD et al., 2008). As principais vantagens deste método são (RENARD et al., 2008): (1) alta sensibili- dade da curva da derivativa em relação a variações na curva de rebaixamento, permitindo a identificação de comportamentos dificilmente observados apenas pela curva de rebaixamento; (2) facilita o diagnóstico de um modelo conceitual; e (3) auxílio na estimativa dos parâmetros do modelo. Uma vez confeccionado o gráfico, com a representação simultânea das curvas de re- baixamento e da derivativa em escala bi-logarítmica, é conveniente comparar a morfologia de ambas com curvas diagnósticas típicas (Figura 2.1), buscando o modelo mais adequado para proceder com a interpretação dos dados. Após seleção do modelo típico (ou de um conjunto de modelos), procede-se a estimativa dos parâmetros do modelo que permitirão a reprodução dos dados observados, sendo normalmente apresentada a curva diagnóstica dos dados obser- vados conjuntamente à curva diagnóstica do modelo ajustado. Importante notar que a alta sensibilidade da derivativa às variações na curva de rebai- xamento faz com que pequenos erros de medição possam levar a interpretações equivocadas e, embora existam técnicas para reduzir este problema, não há como excluí-los por completo quando se trabalha com dados de campo reais (RENARD et al., 2008). 17 Figura 2.1: Curvas diagnósticas comumente encontradas em hidrogeologia: a) aquífero confinado infinito e bi- dimensional (modelo de Theis); b) aquífero não-confinado ou dupla porosidade; c) condição de não-fluxo linear e infinita; d) condição de carga constante linear e infinita; e) aquífero com drenança; f) armazenamento do poço e efeito de pele; g) fratura vertical com condutividade infinita; h) fluxo radial genérico com dimensão inferior a 2; i) fluxo radial genérico com dimensão superior a 2; j) efeito combinado de armazenamento do poço e condi- ção de carga constante linear e infinita. Fonte: Renard et al. (2008). 18 3. CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDO A área de estudo localiza-se no município de Itu (SP), especificamente na bacia hidro- gráfica dos Gomes. O município está situado na região metropolitana de Sorocaba, possui la- titudes entre 23°09’ S e 23°26’ S, longitudes entre 47°07’ W e 47°27’ W, altitude de 583 m e cerca de 642 km2 de área. Insere-se na Unidade de Gerenciamento de Recursos Hídricos (UGRHI) 10, correspondente à Bacia Hidrográfica dos rios Sorocaba e Médio Tietê (SMT), e na UGRHI 05, denominada Bacia Hidrográfica dos rios Piracicaba, Capivari e Jundiaí (PCJ). O acesso pode ser feito pelas rodovias estaduais SP-075, SP-079, SP-280 e SP-300 (Figu- ra 3.1). Figura 3.1: Unidades de Gerenciamento de Recursos Hídricos (UGRHIs) no município de Itu, principais vias de acesso e localização da bacia hidrográfica do Córrego dos Gomes. Legenda: PCJ - Bacia Hidrográfica dos rios Piracicaba, Capivari e Jundiaí; SMT - Bacia Hidrográfica dos rios Sorocaba e Médio Tietê. 19 A bacia hidrográfica do Córrego dos Gomes está localizada na região centro-leste do município (Figura 3.1), possui orientação NW-SE e área de aproximadamente 16,5 km2, com exutório próximo ao Condomínio Campos de Santo Antonio. O acesso à bacia pode ser feito pela via ITU-020 e pela estrada vicinal do Pau d’Alho. 3.1. Clima O clima da região de Itu, segundo classificação Köppen-Geiger, é do tipo Cwb – clima temperado úmido com inverno seco e verão temperado. Apresenta duas estações bem defini- das, com verão quente e chuvoso e inverno frio e seco. Segundo dados de monitoramento do INMET para o período de 1988 a 2017, as médias de temperatura mínima e máxima, na regi- ão de Sorocaba, são de 16°C e de 25°C, respectivamente. Os dados de volume de precipitação média mensal para os anos de 1988 a 2017 (Figu- ra 3.2) refletem período chuvoso entre os meses de novembro e março (com volumes entre 130 e 245 mm) e período de seca entre abril e setembro (volumes entre 30 e 70 mm). Figura 3.2: Média mensal do volume de precipitação para o período de 1988 a 2017. Dados fornecidos pela Companhia Ituana de Saneamento (CIS). 244,69 172,43 136,22 65,37 66,04 61,59 52,29 31,85 69,76 112,71 135,27 176,99 - 50,00 100,00 150,00 200,00 250,00 300,00 Jan Fev Mar Abr Mai Jun Jul Ago Set Out Nov Dez Va lo r m éd io d e pr ec pi ta çã o (m m ) Pluviometria Média Mensal 1988 - 2017 20 3.2. Geologia O contexto geológico do município de Itu resume-se às unidades geotectônicas Pro- víncia do Paraná (a oeste) e Província Mantiqueira (a leste), ambas definidas por Almeida et al. (1977). No município, a Província Mantiqueira compõe-se por rochas ígneas e metamórfi- cas pré-cambrianas do embasamento cristalino (Complexo Itapira, Grupo São Roque e Maci- ço Granítico Itu) compartimentadas pela Zona de Cisalhamento de Itu, enquanto a Província do Paraná é representada por rochas sedimentares paleozoicas do Grupo Itararé (Figura 3.3). Ao longo de terraços e planícies fluviais ocorrem depósitos cenozoicos inconsolidados. Den- tre estas unidades, ocorrem na bacia dos Gomes apenas o Grupo São Roque, o Complexo Ita- pira e depósitos cenozoicos. Figura 3.3: Mapa geológico do município de Itu. Modificado de IG (2009). 21 Complexo Itapira O Complexo Itapira é composto por rochas metassedimentares de alto grau metamór- fico, de idade meso-neoproterozoica (GODOY et al. 2010), e insere-se no contexto da Nappe Socorro-Guaxupé, com a porção imediatamente a norte da Zona de Cisalhamento de Itu de- nominada Domínio Piracaia-Jundiaí (TASSINARI, 1988). Compõe-se por sequências metas- sedimentares constituídas por quartzito, quartzo-mica xisto, paragnaisse, biotita-granada gnaisse bandado, anfibolito, granada-sillimanita xisto e migmatito (HASUI, 1975; TASSI- NARI, 1988). Datações K-Ar em rochas anfibolíticas apontam para idades de 1.036 ± 45 Ma e 670 ± 30 Ma, correspondentes ao resfriamento de evento metamórfico no Proterozoico Mé- dio e à atuação do Ciclo Brasiliano sobre estas rochas (TASSINRAI, 1988). Grupo São Roque Localizado no segmento central da Província Mantiqueira, especificamente no Domí- nio São Roque (TASSINARI, 1988), o Grupo São Roque corresponde a uma sequência vul- canossedimentar de idade neoproterozoica (HEILBRON et al., 2004), metamorfizadas em fá- cies xisto verde baixo a médio (HACKSPACHER et al., 1993) atingindo fácies anfibolito em bordas de intrusões graníticas (HASUI, 1975). O Grupo São Roque pode ser subdividido em quatro unidades estratigráficas (HASUI, 1975; BERGMANN,1988), da base para o topo: (1) Formação Pirapora do Bom Jesus, consti- tuída por sequência metavulcanossedimentar com lentes de mármore e metadolomito estroma- tolítico; (2) Formação Piragibu, caracterizada por espesso pacote de metapsamitos; (3) Formação Estrada dos Romeiros, composta predominantemente por metarritmito, que pas- sa subordinadamente a filito e metassiltito; e (4) Formação Boturuna, composta por metareni- to arcoseano. Hackspacher et al. (2000), a partir da análise de cristais de monazita de meta- vulcânicas básicas da Formação Pirapora do Bom Jesus, obtiveram idade de cristalização de 628 ± 9 Ma pelo método U-Pb, enquanto um dique riolítico que corta a Formação Estrada dos Romeiros, forneceu idade de 607 ± 28 Ma. No município de Itu, e especificamente na bacia hidrográfica do Córrego dos Gomes, ocorre a Formação Estrada dos Romeiros, que compõe a quase totalidade do arcabouço da bacia. IG (2009) subdivide esta unidade em outras duas, com base na granulação das litologi- 22 as: (1) metarenito médio a grosso e metarritmito intercalado; e (2) metarenito fino ou médio e metarritmito intercalado. Granitoides Situado a norte da Zona de Cisalhamento de Itu, no Domínio Piracaia-Jundiaí, está o Maciço Itu, datado de 586 ±10 Ma pelo método Rb-Sr (TASSINARI, 1988), e cuja intrusão é interpretada como tardi- a pós-tectônica (HACKSPACHER et al., 1993; HEILBRON et al., 2004). O maciço é caracterizado por composição essencialmente granítica, com estrutura isotrópica (salvo nas bordas de intrusão), coloração avermelhada a cinzenta, com texturas equigranulares, porfiríticas e, por vezes, do tipo “Rapakivi” (TASSINARI, 1988), apresentan- do assinatura geoquímica de granitos tipo-A da série aluminosa (LEITE, 2003 apud HEIL- BRON et al., 2004; WERNICK, 2000). Grupo Itararé O Grupo Itararé, pertencente à Bacia do Paraná, é datado do permo-carbonífero e re- gistra ambientes deposicionais variados, desde terrestres a marinhos relativamente profundos, com contribuição glacial (ARAB et al., 2009). Litologicamente apresenta considerável hete- rogeneidade, constituindo-se por arenitos, folhelhos, diamictitos, lamitos, siltitos e ritmitos (ARAB et al., 2009). Na região oeste de Itu, a unidade atinge 300 m de espessura e recobre o embasamento cristalino pré-cambriano; caracteriza-se por predomínio de camadas de arenitos imaturos e mal selecionados, de dimensões submétricas, intercalados com camadas decimétri- cas de argilitos, siltitos, lamitos, ritmitos e diamictitos (ODA & MENDES, 2000). Depósitos Cenozoicos Segundo IG (2009), consistem em terraços e depósitos aluvionares associados às ca- lhas das drenagens, sobretudo do rio Tietê. Os depósitos são maciços e inconsolidados, com- postos por areias finas a médias, com grãos subangulosos, e mal selecionadas, havendo ocor- rência subordinada de lamitos arenosos e de cascalhos. 23 3.2.1. Contexto Estrutural A principal estruturação existente na região é marcada pelos traços principais de fa- lhamentos transcorrentes. Estas estruturas consistem em descontinuidades inseridas na Zona de Transcorrência de São Paulo, com intensa atividade durante o Ciclo Brasiliano (HASUI & SADOWSKI, 1976), embora sejam reconhecidas reativações durante o Fanerozoico (SILVA, 2011). Dentre estas estruturas, destaca-se a Zona de Cisalhamento de Jundiuvira, com direção NE-SW e cinemática destral, e que compõe um sistema em hemi-leque com as transcorrências de Itu, Piraí, Cururu e Cachoeira (Figura 3.4), as quais exibem direção NW-SE e movimenta- ção sinistral (HASUI et al., 1978). Figura 3.4: Principais transcorrências do embasamento cristalino na região de Itu-SP. Fonte: Santoro (1984). A Zona de Cisalhamento (ZC) de Itu ocorre na porção centro leste do município ho- mônimo e estende-se ao longo de toda a bacia hidrográfica do Córrego dos Gomes, de modo que as direções do córrego e do maior alongamento da bacia são paralelas à da transcorrência (Figura 3.5). Em conjunto com a ZC de Jundiuvira, a ZC de Itu compartimenta o embasamen- to cristalino em blocos tectônicos distintos (GODOY et al., 2010; HACKSPACHER et al., 1993; HASUI et al., 1978): a norte da falha, as rochas do Complexo Itapira, pertencente ao Domínio Jundiaí (Faixa Brasília); a sul da falha, as rochas do Grupo São Roque, pertencente ao Domínio São Roque (Faixa Ribeira) (vide Figura 3.3). 24 Estas ZCs estariam relacionadas à geração de dobras normais com foliação vertical, associada a metamorfismo em fácies xisto verde, com regime de esforços transcorren- te/transpressivo e regime reológico rúptil/dúctil (HACKSPACHER et al., 1993). Ainda, a co- locação de batólitos graníticos tardi- a pós-orogênicos estaria relacionada à permeabilidade crustal permitida pelas ZCs Itu-Jundiuvira (HASUI et al., 1978), e teria ocorrido durante um regime transtensivo posterior à fase transcorrente/transpressiva (HACKSPACHER et al., 1993). Figura 3.5: Compartimentação geológica da bacia hidrográfica do Córrego dos Gomes. Ao todo, são reconhecidas cinco fases deformacionais distintas ao longo da evolução tectono-metamórfica da área (HACKSPACHER et al., 1991a; HACKSPACHER et al., 1993). Duas fases deformacionais mais antigas (Dn-1/Dn), desenvolvidas durante o Ciclo Transama- zônico, registradas somente nas metassedimentares e ortoderivadas do Complexo Itapira, e marcadas por foliação de baixo ângulo e transporte para NW, acompanhadas de metamorfis- mo em fácies anfibolito médio a alto. Discordante destas fases, tem-se Dn+1/Dn+2, pertencentes ao Ciclo Brasiliano e registradas no Grupo São Roque; ambas caracterizam-se por tectônica 25 de baixo ângulo, com formação de dobras invertidas a recumbentes e foliação sub-horizontal associada a provável transporte para SE, além do desenvolvimento simultâneo de metamor- fismo em fácies xisto verde baixo a médio. Por fim, a fase Dn+3 estaria relacionada a um re- gime inicial transtensivo, sucedido por regimes transcorrentes/transpressivos, de caráter dúctil (regionalmente) a dúctil-rúptil (junto aos cisalhamentos principais); esta fase é marcada pelo desenvolvimento das zonas de cisalhamento em hemi-leque e formação de dobras normais com foliação vertical, além de metamorfismo em fácies xisto verde médio associado. Estudos estruturais realizados na região de Campinas (SP) por Fernandes (1997) e Fernandes & Rudolph (2001) reconhecem cinco eventos deformacionais de caráter transcor- rente ocorridos ao longo do Cenozoico, e que teriam afetado tanto as rochas pré-cambrianas do embasamento cristalino como também o Grupo Itararé, com geração de fraturas de cisa- lhamento e fraturas de extensão. A partir das direções de fraturamento, os autores reconstitu- em a posição assumida por σ1 em cada um dos cinco eventos, obtendo direções NE, EW, N30-60W, NS e N10-30E. Ainda segundo os mesmos autores, estes eventos recentes teriam maior influência nas aberturas das fraturas do que aqueles ocorridos em períodos mais antigos do tempo geológico. Por fim, Neves (2005) reconhece famílias de juntas abundantes e de alta frequência com direções E-W, WNW-ESE, NNE-SSW, NE-SW e NW-SE, falhas normais com direção mais frequente NW-SE, falhas inversas com direções NNE-SSW e NE-SW, e transcorrências destrais NW-SE. 3.3. Geomorfologia O município de Itu encontra-se num quadro geomorfológico de transição. Sua porção oeste está inserida na Zona do Médio Tietê da Província Depressão Periférica (IG, 2009). Tal modelado está esculpido principalmente nos sedimentos carboníferos da bacia, corresponden- tes ao Grupo Itararé, e caracteriza-se por significativa uniformidade topográfica, com colinas de topo amplo e aplainadas, e vertentes longas e suaves (ROSS & MOROZ, 1996; IG, 2009). A porção leste do município situa-se no domínio dos Mares de Morros, relacionado ao contexto da Zona de Serrania de São Roque da Província Planalto Atlântico (IG, 2009). Ca- racteriza-se por ocorrer sobre antigas faixas orogênicas, sustentado por rochas metamórficas e intrusivas associadas (ROSS & MOROZ, 1996), representados na região pelas rochas do Complexo Itapira, Grupo São Roque e Maciço Granítico Itu. As unidades metassedimentares exercem condicionamento litoestrutural marcante sobre o modelado, formando vales fechados 26 com interflúvios estreitos em forma de cristas, cujas direções são influenciadas pela foliação (IG, 2009). O padrão de drenagem mostra direção preferencial NW, ajustando-se aos princi- pais falhamentos, enquanto direções secundárias correspondem a fraturas de arranjo quadran- gular (MODENESI, 1974). 3.4. Hidrogeologia O Sistema Aquífero Cristalino ocupa 55% da área do município de Itu, ocorre em sua porção leste, associado às metassedimentares do Complexo Itapira e Grupo São Roque e aos granitoides do Maciço Itu. Por se tratar de aquífero fissural, com baixa porosidade primária, a ocorrência de águas subterrâneas está restrita a descontinuidades e camadas de manto intem- périco (IG, 2009). Os gnaisses intensamente tectonizados do Complexo Itapira, a norte da Zona de Cisa- lhamento de Itu, associam-se a altas declividades das escarpas de falha e rápida circulação da água (IG, 2009). Com base em 4 poços, IG (2009) determinou vazões médias de 7,78 m3/h e capacidade específica de 0,5 m3/h/m para esta unidade na área. Para os metassedimentos do Grupo São Roque, IG (2009) utilizou-se de 29 poços e obteve vazão média de 8,52 m3/h e capacidade específica de 0,27 m3/h/m, além de sugerir que a melhor produtividade desta uni- dade estaria vinculada à maior frequência de metarenitos médios a grossos. Na Zona de Cisa- lhamento de Itu, predominaram vazões inferiores a 3 m3/h, com exceção de dois poços cujas vazões ultrapassaram 10 m3/h. A partir de dados de 15 poços no cristalino de Itu (SP), IG (2009) correlacionou maio- res produtividades a condicionantes estruturais e geomorfológicos, de modo que poços loca- dos em lineamentos ou em regiões de vale (comumente coincidentes com lineamentos) apre- sentaram valores de capacidade específica quase duas vezes maior que poços perfurados fora destas condições. Engelbrecht (2017), com base na quantificação do enriquecimento em δ18O das águas subterrâneas captadas por poços perfurados próximo a corpos d’água, determinou valores de mistura que alcançam 50 a 80% de contribuição de água superficial na produção destes poços, alertando que a associação de maiores produtividades a lineamentos, em regiões de vale, pode ser equivocada. No domínio cristalino, o manto de alteração pode constituir-se importante reserva aquífera, posto que o desenvolvimento de espesso horizonte intempérico é favorecido pelo clima quente e úmido, podendo resultar em transmissividades moderadas ainda que os valores 27 de condutividade hidráulica sejam baixos (CAVALCANTE, 1990). Menegasse (1991), anali- sando perfis de poços perfurados no Grupo São Roque, aponta para profundidades de intem- perização variando de 7 a 80 metros, sendo que para as rochas metapelíticas da unidade esse intervalo situa-se entre 9 e 40 metros. Engelbrecht (2017), por meio de imageamento elétrico, interpretou espessuras médias de 40 metros para o manto de alteração do Grupo São Roque, podendo atingir valores superiores a 80 metros. Outra importância do manto intempérico reside na contribuição para recarga do meio fraturado; Cavalcante (1990) e Menegasse (1991), a partir de testes de bombeamento realiza- dos no meio fraturado, com poços de monitoramento inseridos no manto de alteração, com- provam a interação hidráulica entre os dois meios, de modo que as águas do manto de intem- perismo são transferidas para o arcabouço fraturado. Cavalcante (1990), ao estudar o manto de alteração das rochas do Complexo Amparo na região de Atibaia (SP), atribui valores de condutividade hidráulica e porosidade efetiva dis- tintos para cada horizonte de alteração. Segundo o autor: (1) os horizontes superiores, onde o processo intempérico está mais avançado e de composição argilosa a areno-siltosa, apresen- tam condutividade hidráulica entre 10-6 e 10-7 m/s e porosidade efetiva de 0,1 a 2%; (2) o ho- rizonte intermediário, no qual a rocha alterada mantém as características da matriz, possui condutividade hidráulica de 10-5 a 10-4 m/s e porosidade efetiva de 2 a 5%; (3) o horizonte basal, caracterizado por rocha fraturada pouco alterada que conserva a estrutura da rocha não intemperizada, e onde o fluxo dá-se através das fraturas, mostram valores de condutividade hidráulica entre 10-3 e 10-4 m/s e porosidade eficaz entre 0,5 e 3%. Utilizando-se de testes de slug, Pede (2004) obtém valores de condutividade hidráulica, em meio saturado, de 1,25E-07 a 2,22E-07 m/s para as metassedimentares alteradas do Grupo São Roque na região de São Bernardo do Campo (SP). Ensaios de permeabilidade realizados por Engelbrecht (2017) na porção saprolítica do Grupo São Roque forneceram valores de condutividade hidráulica para a zona não-saturada entre 1E-07 e 1E-05 m/s. Segundo o mesmo autor, os saprólitos com menor grau de alteração intempérica, onde verifica-se a preservação dos planos de foliação e fratura, e abertura destes decorrente do intemperismo, exibiram valores de condutividade hidráulica maiores e mais homogêneos, variando entre 1E-05 e 4E-06 m/s. De fato, Menegasse (1991) e Lachassagne et al. (2011) reconhecem a contribuição do processo intempérico na criação de excelentes zonas de percolação de água, uma vez que em materiais como filitos e xistos a hidratação de micas acaba por gerar expansão destes minerais, promovendo desplacamento das rochas ao longo dos planos de foliação. 28 Considerando-se a anisotropia presente na estrutura das rochas metassedimentares, claramente marcada pelos planos de foliação, espera-se que a condutividade hidráulica possua necessariamente comportamento anisotrópico. Entretanto, Isler (2014) realizou ensaios de permeabilidade em xistos alterados do Complexo Embu e observou que em gradientes hidráu- licos mais elevados a condutividade hidráulica mostra comportamento aparentemente isotró- pico, o que poderia estar relacionado ao pequeno espaçamento entre os planos de foliação, não sendo suficiente para gerar diferenças significativas da condutividade hidráulica entre as diferentes direções. Medições de condutividade elétrica das águas subterrâneas no cristalino de Itu (SP), realizadas por DAEE (1981a), Iritani et al. (2011) e Engelbrecht (2017) obtiveram valores médios de 260 µS/cm, 147,10 µS/cm e 170,24 µS/cm, respectivamente. Tais valores estão relacionados às baixas salinidades das águas do cristalino, o que reflete, por sua vez, a fraca solubilidade e lenta dissolução dos minerais constituintes do arcabouço ou o curto tempo de residência das águas subterrâneas no aquífero, conforme apontado por Engelbrecht (2017). 29 4. MATERIAIS E MÉTODOS 4.1. Levantamento Litoestrutural Para detalhamento das principais características dos litotipos e estruturas existentes na área, realizou-se levantamento de campo ao longo da bacia hidrográfica do Córrego dos Go- mes (Figura 4.1). Figura 4.1: Localização dos afloramentos descritos durante levantamento litoestrutural na bacia hidrográfica do Córrego dos Gomes. O reconhecimento consistiu na descrição de 37 afloramentos de rocha e horizontes de alteração, com identificação de variações composicionais das litologias (predominância de níveis de quartzo ou mica), produtos de alteração e espessura dos horizontes. Os dados estru- turais consistiram em medições da atitude e abertura dos planos de bandamento composicio- nal (foliação S0) e medições de atitude, abertura, persistência e espaçamento das principais famílias de fratura existentes no afloramento; as medidas de atitude das estruturas foram utili- zadas na confecção de estereogramas. 30 4.2. Isótopos Ambientais A coleta de amostras de água subterrânea e superficial destinadas à análise isotópica foi realizada em 22 de setembro de 2017, período correspondente à estiagem. Foram amostra- das águas de poço tubular profundo (STA-P1) perfurado no Grupo São Roque e da represa localizada próxima ao poço de captação (STA-SUP), conforme ilustra a Figura 4.2. Figura 4.2: Localização dos pontos de coleta de amostras destinadas à análise de isótopos estáveis. Siglas: P1- poço de bombeamento; SUP-água superficial. Para garantir a retirada da água estagnada no poço, o mesmo foi previamente bombea- do por quinze minutos. O monitoramento isotópico das águas pluviais foi realizado para o pe- ríodo compreendido entre março de 2016 e abril de 2018, com frequência de amostragem se- manal, de modo a se obter densidade suficiente para construção da linha meteórica local. As amostras foram coletadas da Estação Pluviométrica do Rancho Grande, pertencente à Compa- nhia Ituana de Saneamento (CIS). Todas as amostragens seguiram as recomendações da 31 Agência Internacional de Energia Atômica (IAEA), tendo sido coletadas e armazenadas em frascos de vidro âmbar de 50 ml, com preenchimento total do frasco e dupla vedação (batoque e tampa de rosca), conforme Mook (2000). As amostras coletadas foram destinadas à análise de isótopos estáveis de hidrogênio e oxigênio no Laboratório de Hidrogeologia e Hidroquímica do IGCE, UNESP, Rio Claro. A análise foi realizada por espectroscopia isotópica de absorção a laser em cavidade ressonante (CRDS, cavity ring-down spectroscopy), a qual baseia-se na absorção de radiação laser na faixa do infravermelho próximo por substâncias no estado gasoso. Para tal, o instrumento uti- lizado foi Liquid Water Isotope Analyzer da Los Gatos Research Inc (LWIA-24d). Os resultados são expressos pela notação δ‰, a qual representa a variação das razões isotópicas de oxigênio (18O/16O) e hidrogênio (2H/1H) em relação ao padrão internacional V- SMOW (Vienna Standard Mean Ocean Water), expressa em partes por mil (‰), conforme Equações (I) e (II), respectivamente. Valores de δ‰ negativos indicam águas empobrecidas no isótopo pesado, enquanto valores positivos correspondem a águas enriquecidas. δ O !" ‰ = ( O/ O !" !" )!"#$%&! − ( O/ O !" !" )!!!"#$ ( O/ O !" !" )!!!"#$ ∙ 1000 Equação (I) δD‰ = ( H/ H ! ! )!"#$%&! − ( H/ H ! ! )!!!"#$ ( H/ H ! ! )!!!"#$ ∙ 1000 Equação (II) 4.3. Teste de Bombeamento e Análise de Curva Diagnóstica Para estimativa dos parâmetros hidrodinâmicos do aquífero e para sustentar o modelo conceitual, a partir da interpretação da curva de rebaixamento e análise derivativa de teste de bombeamento, optou-se pela utilização dos dados referentes a teste de vazão máxima execu- tado no poço P1, localizado à margem esquerda do Córrego dos Gomes (Figura 4.2) e inte- grante do sistema de captação da CIS. A escolha do poço considerou os interesses da modela- gem numérica, uma vez que os valores de mistura isotópica obtidos neste poço por Engel- brecht (2017) apontam para contribuição superficial de 61%. O teste de bombeamento foi realizado entre os dias 30 e 31 de outubro de 2017, por empresa terceirizada. O tempo de teste totaliza 1530 minutos, dos quais os primeiros 1440 minutos correspondem ao teste de rebaixamento com vazão máxima e os 90 minutos seguin- 32 tes, ao teste de recuperação. A vazão apresenta pouca oscilação, e varia entre 38,50 e 42,35 m3/h. O nível d’água foi monitorado no próprio poço, sendo o nível estático (NE) me- dido igual a 13,7 m, o nível dinâmico (ND) máximo igual a 16,63 m e o nível após o tempo de recuperação igual a 14,66 m. As especificações da bomba utilizada, as medições de nível d’água e oscilações de vazão durante o teste, e o perfil construtivo do poço são apresentados no Anexo I. A partir dos dados de rebaixamento obtidos pelo teste de bombeamento, confeccio- nou-se a curva de rebaixamento e a curva da derivativa a partir do software AQTESOLV®. Ambas foram analisadas simultaneamente e comparadas às curvas de modelos típicos coeren- tes com o cenário geológico da área. O modelo que melhor se ajustou aos dados observados foi então escolhido para estimar os parâmetros hidrodinâmicos e, em conjunto com os conhe- cimentos geológicos da área, fundamentar a elaboração do modelo conceitual. 4.4. Modelo Conceitual e Simulação Numérica de Fluxo A partir dos dados oriundos do levantamento bibliográfico, das observações feitas em levantamento de campo e da interpretação das curvas de rebaixamento e derivativa obtidas de teste de bombeamento, desenvolveu-se modelo conceitual para o local de estudo, no qual bus- cou-se sintetizar as informações reunidas, assumindo-se suposições e simplificações necessá- rias à modelagem. Com base no modelo conceitual elaborado e nas premissas assumidas, preparou-se modelo numérico de fluxo. O algoritmo computacional escolhido foi o FEFLOW – Finite Element Subsurface Flow and Transport Simulation System (DIERSCH, 2014), o qual consis- te em um software para simulação de fluxo e transporte de massa e calor em água subterrânea e na zona não-saturada, utilizando o método dos elementos finitos. Este método apresenta maior versatilidade para trabalhar com domínios de geometria complexa, contornos irregula- res, condições de contorno internas (rios e descontinuidades geológicas, por exemplo) e níveis d’água dinâmicos. Inicialmente, foi feita simulação em regime estacionário, com simples intuito de gerar a distribuição inicial das cargas hidráulicas necessárias à simulação em regime transiente. A partir desta etapa, iniciou-se as simulações em regime transiente, nas quais foi inserida per- turbação ao equilíbrio do aquífero, correspondente ao teste de bombeamento realizado no po- 33 ço P1. Foram atribuídos valores de condutividade hidráulica e porosidade efetiva aos elemen- tos do domínio. Para representação de fraturas consideradas de maior significância, optou-se pela utili- zação de elementos discretos. Elementos discretos são representações geométricas de dimen- são espacial inferior (em modelos 3D, por exemplo, fraturas serão bidimensionais) que possu- em condutividade significativa em comparação com o meio ao redor (DIERSCH, 2014). O uso dessa abordagem é recomendado quando o fluxo é dominado por fraturas ou outros ele- mentos discretos pertencentes a escalas para as quais não existe um único volume elementar representativo (REV), tornando-se necessário o uso de dois contínuos diferentes, um para o meio e um para o elemento discreto (DIERSCH, 2014). Para a calibração do modelo, optou-se pela correlação dos valores de rebaixamento correspondentes ao intervalo de recuperação dos testes de bombeamento simulado e observa- do, de modo a evitar influência de perdas de carga por efeito de poço (como ocorre durante o período de rebaixamento), algo que não se consegue reproduzir na simulação. Os parâmetros de entrada do modelo foram ajustados e novas simulações realizadas, repetindo-se este pro- cesso sucessivamente até que o erro quadrático médio normalizado (NRMSE) estivesse den- tro do limite aceitável de 5%. Calibrado o modelo, sucedeu-se a análise de sensibilidade, na qual foi avaliada a con- fiabilidade do mesmo a partir da estimativa do grau de dependência dos resultados em relação aos parâmetros de entrada, o que indica a precisão dos valores calculados pelo modelo. O grau de dependência pode ser obtido a partir do coeficiente de sensibilidade (Xk) normalizado (ZHENG & BENNETT, 1995), conforme Equação (IV): X! = ∂S ∂a! a! ≈ S Δa! + a! − S(a!) Δa! a! Equação (IV) onde ΔS corresponde à variação do RMS no valor S(ak) para o novo valor S(ak + Δak) por consequência de alteração no parâmetro ak. 34 5. RESULTADOS E DISCUSSÕES 5.1. Levantamento Litoestrutural A partir do reconhecimento de campo realizado ao longo da bacia hidrográfica do Cór- rego dos Gomes, foram identificados litotipos pertencentes à Formação Estrada dos Romeiros (Grupo São Roque), ao Complexo Itapira e aos depósitos cenozoicos, estes últimos menos frequentes, além das principais famílias de fraturas existentes nos afloramentos. Formação Estrada dos Romeiros A Formação Estrada dos Romeiros, pertencente ao Grupo São Roque, ocorre em 25 dos 37 pontos descritos, compõe aproximadamente 78% da área da bacia e faz contato tectô- nico com as rochas do Complexo Itapira através da Zona de Cisalhamento de Itu (vide Figu- ra 3.5). Está representada predominantemente por metarenito fino a médio, podendo chegar a granulação grossa, e por metarritmito composto pela intercalação de bandas decimétricas de metarenito médio a grosso e bandas decimétricas de metargilito ou, ainda, pela intercalação de bandas centimétricas de metarenito fino e bandas centimétricas de metargilito (Figuras 5.1A, 5.1B e 5.1C). É frequente a ocorrência de veios de quartzo, de espessura centimétrica a decimétrica, que cortam estas litologias em alto ângulo e com direção predominante N-S (Fi- gura 5.1D). Todos os afloramentos descritos para esta unidade exibem moderado a alto grau de al- teração, comumente relacionados ao horizonte saprolítico, marcado por intenso fraturamento e moderado a alto grau de intemperismo químico, com espessuras que variam, em afloramen- to, de 30 centímetros a 6 metros. O produto de alteração destas rochas, por análise tátil-visual, consiste em solos arenosos a areno-argilosos, raramente predominando a fração argilosa, e reflete a proporção areia-argila do saprólito; a coloração exibe tonalidades entre bege rosado, ocre e vermelho rosado. Em decorrência da intensa alteração dos litotipos, a foliação S0 é a mais marcante e passível de medições, desenhada pelo bandamento composicional produzido pela intercalação das bandas de metarenito e metargilito. Devido aos sucessivos eventos deformacionais desen- volvidos na área, as atitudes medidas para S0 exibem variações no rumo de mergulho. O este- reograma da Figura 5.2, confeccionado com os polos dos planos de S0, exibe direção geral da 35 foliação entre NE-SW e NNE-SSW e mergulhos com alto ângulo para SE, NW e WNW, de modo que a distribuição dos polos desenha uma guirlanda de dobra com eixo NE-SW. Figura 5.1: Principais litotipos e feições associadas à Formação Estrada dos Romeiros (Grupo São Roque). A) metarritmito alterado, com bandas arenosas de coloração avermelhada e bandas argilosas de cor escura; B) meta- renito grosso alterado; C) metarritmito alterado com desplacamento nos planos de foliação S0; D) veios de quar- tzo decimétricos a métricos (contorno amarelo); E) aberturas milimétricas a centimétricas ao longo dos planos de foliação S0 em metarritmito alterado; F) aberturas submilimétricas ao longo dos planos de foliação S0 em metar- ritmito alterado. 36 Figura 5.2: Estereograma (rede equiárea; hemisfério inferior) com polos dos planos de foliação S0. Densidade máxima no plano N109/63. Eixo de dobra em N075/66. Número de medidas: 29. Frequentemente, observa-se desplacamento ao longo dos planos de foliação S0, sobre- tudo no metarritmito, com aberturas de 1 a 5 milímetros, e que podem atingir até 1 centímetro (Figuras 5.1E e 5.1F); por vezes, os planos destas descontinuidades encontram-se revestidos por fina película de MnO, indicativo da passagem de soluções meteóricas. De fato, tais aber- turas, geradas a partir da expansão de minerais micáceos frente aos processos intempéricos atuantes sobre a rocha, constituem-se importantes estruturas para a percolação de água, con- forme apontado por Engelbrecht (2017), Menegasse (1991) e Lachassagne et al. (2011). Complexo Itapira As rochas do Complexo Itapira ocorrem a nordeste da bacia hidrográfica do Córrego dos Gomes, em contato tectônico com o Grupo São Roque através da Zona de Cisalhamento de Itu (vide Figura 3.5), são descritas em 7 dos 37 pontos levantados, e respondem por 22% da área da bacia. Litologicamente, a unidade é representada por biotita-plagioclásio gnaisse bandado, médio a grosso, de composição quartzo-feldspática, e feições miloníticas próximo à ZC de Itu; subordinadamente, ocorrem quartzitos finos (Figuras 5.3A, 5.3B e 5.3D). Pode-se encontrar corpos tabulares de coloração ocre e composição argilosa intercalados ao gnaisse, os quais correspondem, possivelmente, a anfibolito alterado (Figura 5.3C). 37 Figura 5.3: Principais litologias pertencentes ao Complexo Itapira na bacia hidrográfica do Córrego dos Gomes. A) biotita-plagioclásio gnaisse bandado alterado, exibindo dobras apertadas e recumbentes; B) gnaisse quartzo- feldspático alterado com feições de catáclase; C) corpos anfibolíticos tabulares (contorno amarelo), com elevado grau de alteração, intercalados em gnaisse quartzo-feldspático; D) quartzito fino alterado. O grau de intemperismo destas rochas é moderado a alto e caracteriza horizonte sapro- lítico intensamente fraturado, com espessuras que variam entre 50 centímetros e 3 metros, em escala de afloramento. O produto de alteração do gnaisse consiste em solo argilo-arenoso avermelhado a solo de coloração bege-claro e composição areno-argilosa, de modo que os litotipos com maior teor em biotita tendem a gerar solo mais argiloso. Depósitos cenozoicos Os depósitos cenozoicos, descritos em 3 dos 37 pontos analisados, correspondem a co- lúvios, de ocorrência restrita às bases de encosta. Caracterizam-se por pacotes de espessura entre 80 centímetros e 2 metros, compostos por clastos angulosos de quartzo nas frações grâ- nulo a matacão (atingem até 1,5 metro de diâmetro) inseridos em matriz argilosa (Figura 5.4). 38 Figura 5.4: Afloramento de colúvio composto por matacões angulosos de quartzo em matriz argilosa. 5.1.1. Padrão de Fraturamento Na área da bacia hidrográfica do Córrego dos Gomes verifica-se a ocorrência de inten- so fraturamento nas exposições de rocha do Grupo São Roque e do Complexo Itapira, com concentração no horizonte saprolítico. Em ambas unidades, o padrão de fraturamento obser- vado é o mesmo, formado por duas famílias de fratura principais, com direções NE-SW e NW-SE, ambas subverticais; o estereograma da Figura 5.5, confeccionado com os polos dos planos medidos ilustra o exposto. As direções obtidas corroboram com aquelas observadas por Neves (2005), Fernandes (1997) e Fernandes & Rudolph (2001). A Tabela 5.1 sintetiza os valores médios de abertura, espaçamento e persistência para cada uma das famílias principais. Os dados mostram a possibilidade de existir boa conectivi- dade hidráulica entre as descontinuidades, uma vez que apresentam aberturas medianas, alta frequência de repetição e persistências consideráveis. Soma-se a isto a ocorrência de MnO ao longo dos planos de fratura, atestando a percolação de fluidos por estas estruturas. 39 Figura 5.5: Estereograma (rede equiárea; hemisfério inferior) com polos dos planos de fratura, indicando presen- ça de duas famílias subverticais, uma com direção NE-SW e outra com direção NW-SE. Número de medidas:74. Tabela 5.1: Síntese dos valores médios de abertura (em milímetro), espaçamento (em centímetro) e persistência (em metros) das principais famílias de fratura observadas. 5.2. Isótopos Ambientais Os resultados obtidos das análises isotópicas realizadas nas amostras de água subterrâ- nea (STA-P1), coletada do poço de captação, e de água superficial (STA-SUP), coletada do córrego dos Gomes em seu trecho represado próximo ao poço, são apresentados na Tabela 5.2; a título de comparação, também estão elencados os valores obtidos por Engelbrecht (2017) para os mesmos pontos de amostragem, cujas coletas foram realizadas em setembro de 2014 e março de 2016. O gráfico da Figura 5.6 apresenta a linha meteórica local e a linha de evaporação local, acompanhadas de suas respectivas equações, e a distribuição dos valores de δD em função de δ18O para cada uma das amostras apresentadas na Tabela 5.2; a linha de evaporação local foi determinada pela regressão linear dos dados isotópicos das águas super- ficiais (amostras STA-SUP e STO – A/S). Família Direção Abertura Espaçamento Persistência 1 NE-SW 0 a 5 mm / máx. 10 mm 12 cm 1,4 m 2 NW-SE 0 a 3 mm / máx. 10 mm 10 cm 1,4 m 40 Tabela 5.2: Dados isotópicos obtidos para as amostras de água subterrânea (poço P1) e superficial (represa do Córrego dos Gomes). Figura 5.6: Distribuição isotópica das amostras de água superficial (STA-SUP e STO-A/S) e subterrânea (STA- P1 e STO-A/P1), linha meteórica local e linha de evaporação local. As equações das retas de chuva e evaporação ajustadas apresentam coeficientes angu- lares bastante próximos dos obtidos por Engelbrecht (2017). O coeficiente angular da reta de evaporação, de 5,21, aponta para processos de evaporação em corpos d’água superficiais de- senvolvidos sob taxa de umidade de 75%, conforme Gat (1971). A partir da análise dos dados, pode-se observar que: (I) a amostra de água superficial coletada durante a estiagem de 2014 apresenta enriquecimento muito maior em isótopos pesa- dos se comparada à amostra coletada no mesmo período em 2017; (II) os pontos referentes às águas subterrâneas coletadas do poço P1 em atividade, nos anos de 2014 e 2016, situam-se ao longo da reta de evaporação local; e (III) a amostra STA-P1, coletada com o poço inativo, en- contra-se ao longo da linha meteórica local. Identificação Tipo de ponto amostrado Data Amostragem δ H-2 (‰) δ O-18 (‰) STA-SUP Superficial 22/09/17 -30,70 -4,87 STO – A / S* Superficial 11/09/14 -17,3 -2,30 STA-P1 Poço desligado 22/09/17 -31,10 -5,58 STO – A / P1* Poço em funcionamento 11/09/14 -30,3 -4,32 STO - A / P1* Poço em funcionamento 09/03/16 -28,9 -4,66 *Dados de Engelbrecht (2017) δD (o/oo ) = 7,90*δ18O + 13,71 δD (o/oo ) = 5,21*δ18O - 5,31 -50,00 -45,00 -40,00 -35,00 -30,00 -25,00 -20,00 -15,00 -10,00 -7,50 -5,00 -2,50 δ D (o / o o ) δ O-18 (o/oo ) STA-P1 (set/17) STA-SUP (set/17) STO-A/P1 (set/14) - Engelbrecht (2017) STO-A/S (set/14) - Engelbrecht (2017) STO-A/P1 (mar/16) - Engelbrecht (2017) Linha meteórica local Linha de evaporação local 41 O maior enriquecimento em isótopos pesados observados na amostra de água superfi- cial coletada em 2014, quando comparada àquela coletada no mesmo período em 2017, deve- se à seca que afetou a região nos anos de 2014 e 2015, contribuindo para intensificação dos processos de evaporação desenvolvidos sobre os corpos d’água superficiais e, consequente- mente, para a evolução do fracionamento isotópico. A disposição das amostras de águas subterrâneas coletadas do poço P1 ativo, ao longo da reta de evaporação local, sugere a ocorrência de inversão de fluxo, de modo que a produ- ção do poço receberia uma contribuição de 61% de água superficial oriunda da represa ao la- do, conforme cálculo de mistura efetuado por Engelbrecht (2017). O posicionamento da amostra STA-P1 (coletada com o poço P1 inativo) junto à linha meteórica local corrobora com a interpretação de Engelbrecht (2017), e mostra que com o desligamento do poço, e consequente interrupção da inversão de fluxo, o comportamento iso- tópico da água explotada tende a retornar à assinatura da formação, sem influência de mistura com águas superficiais. 5.3. Teste de Bombeamento e Análise de Curva Diagnóstica A partir dos dados obtidos do teste de vazão máxima executado no poço P1, efetuou- se a interpretação da curva diagnóstica, caracterizada pelo traçado simultâneo da curva de re- baixamento e da derivada logarítmica do rebaixamento pelo tempo, em gráfico bilogarítmico (Figura 5.7). Pelo comportamento da curva derivativa dos dados de campo é possível identificar a formação de um platô, aproximadamente entre 20 e 300 minutos, indicativo de atuação de fluxo radial infinito (IARF, infinite acting radial flow), ou seja, o fluxo ao redor do poço pode ser descrito como um conjunto de linhas de fluxo que convergem para um cilindro circular (RENARD et al., 2008). De fato, plotando-se os dados de rebaixamento por tempo em escala monologarítmica, pode-se observar que a inclinação da curva de rebaixamento para este in- tervalo de tempo apresenta a inclinação característica de fluxo radial (Figura 5.8). 42 Figura 5.7: Curva diagnóstica construída a partir dos dados do teste de bombeamento executado no poço P1 (pontos) e modelo analítico ajustado para os dados (linhas). Em azul, curvas de rebaixamento e recuperação; em vermelho, curva da derivada logarítmica do rebaixamento. Figura 5.8: Comparação da distribuição dos dados de rebaixamento observados com a curva de inclinação diag- nóstica de fluxo radial (em azul). 43 Para o intervalo no qual IARF é válido, a curva reflete características da formação de maneira mais representativa, uma vez que não será influenciada por efeitos do armazenamen- to e/ou perdas de carga do poço. Portanto, priorizou-se o ajuste do modelo analítico a este in- tervalo. O modelo ajustado para o teste foi o modelo de fratura vertical com condutividade infinita de Gringarten & Witherspoon (1972), a partir do qual estimou-se a condutividade hi- dráulica ao longo do plano de fratura (parâmetro Kx), conforme Figura 5.7. No modelo de fratura vertical com condutividade infinita, as linhas de fluxo são per- pendiculares à fratura durante o tempo inicial, em geometria de fluxo linear. Após algum tempo, conforme a contribuição da formação no entorno da fratura aumenta significativamen- te, o fluxo linear encerra-se e dá lugar à geometria de fluxo elíptica ou pseudo-radial (Figu- ra 5.9), até que finalmente o fluxo responde com comportamento radial (Bourdet, 2002). Figura 5.9: Vista em planta de fratura vertical com condutividade infinita e geometrias de fluxo linear e pseudo- radial. Fonte: Bourdet (2002). Por fim, observa-se que entre 300 e 1440 minutos de bombeamento, os valores de re- baixamento passam a estabilizar, o que se traduz na tendência de queda apresentada pela cur- va derivativa em relação à do modelo analítico ajustado. Este comportamento é característico de condição de contorno de carga constante linear e infinita (RENARD et al., 2008), a qual pode ser associada ao trecho represado do Córrego dos Gomes próximo ao poço de bombea- mento, indicando que o poço P1 passa a ter contribuição significativa de água superficial. 5.4. Modelo Conceitual Com base no levantamento de campo das descontinuidades geológicas da área, no per- fil construtivo e descrição de testemunho do poço P1, na comparação entre as assinaturas iso- tópicas da água subterrânea quando P1 encontra-se ativo e inativo, na interpretação da curva diagnóstica do teste de bombeamento, e em trabalhos anteriores realizados no cristalino da 44 região de Itu, confeccionou-se modelo conceitual para o sistema hidrogeológico estudado, com simplificações necessárias à modelagem numérica (Figura 5.10). Figura 5.10: Modelo conceitual considerando: os diferentes horizontes de intemperismo e suas espessuras; o fluxo através do plano de descontinuidade; e a conectividade entre o poço e a drenagem a partir de um conjunto de estruturas hidraulicamente interconectadas, aqui representado por um plano. As premissas impostas ao modelo conceitual foram as seguintes: - O aquífero é do tipo fraturado, caracterizado por rochas com baixa porosidade primária e por fluxo subterrâneo concentrado ao longo de descontinuidades do ar- cabouço (porosidade secundária); - A descarga da água subterrânea dá-se através da drenagem existente na área; 45 - A represa pode ser associada a uma condição de contorno de carga constante, ape- nas com o objetivo de atuar como fonte de água infinita durante a execução do tes- te de bombeamento; - O cone de rebaixamento não intercepta contornos de não-fluxo, indicando que es- tes encontram-se suficientemente distantes do poço de bombeamento; - O manto de alteração, a zona de transição e o intervalo de rocha sã, ao longo do poço P1, possuem espessuras de 28, 2 e 220 metros, respectivamente (Figu- ra 5.10); - A zona de transição é admitida como o horizonte de maiores valores de condutivi- dade, seguida pelo manto de alteração e pela rocha inalterada, esta última pratica- mente impermeável; - Os horizontes relacionados ao manto de alteração e zona de transição foram consi- derados como meio homogêneo e isotrópico. Essa premissa baseia-se na alta fre- quência das descontinuidades comparada à escala do modelo, e à homogeneidade do padrão de fraturamento ao longo da área, permitindo inseri-las em um volume elementar representativo (REV); - A partir dos dados isotópicos, assume-se que existe um conjunto de descontinui- dades subverticais hidraulicamente ativas que conectam o poço P1 à represa pró- xima (Figura 5.10). Este conjunto de estruturas pode ser interceptado pelo poço em diversas profundidades, podendo estender-se até as porções mais superiores da ro- cha sã. O arranjo formado por estas estruturas possui dimensão tal que não pode ser englobado em um volume elementar representativo, e necessita ser associado a um novo contínuo, correspondente a um elemento discreto, com elevada permeabi- lidade. 5.5. Modelo Numérico 5.5.1. Discretização do Modelo O domínio simulado totaliza uma área de 25 km2 e volume de 6.250 km3, e é subdivi- do em quatro camadas (designadas por 1, 2, 3 e 4, conforme Figura 5.10). A malha utilizada para discretização do modelo, ilustrada na Figura 5.11, possui 41.176 elementos finitos e 26.150 nós, igualmente distribuídos pelas quatro camadas do domínio, de modo que cada uma responde por 10.294 elementos. A distância internodal varia entre 0,47 metros e 307 metros, 46 com maior refinamento ao redor do poço de bombeamento e ao longo da drenagem e da des- continuidade (elemento discreto). Apenas 16,3% dos elementos possuem ângulo acima de 90° e nenhum ultrapassa 120°. Figura 5.11: Malha de elementos finitos utilizadas na confecção do modelo numérico. O poço de bombeamento é representado em vermelho, enquanto o traçado da drenagem e da descontinuidade correspondem às retas em azul e amarelo, respectivamente. 5.5.2. Condições Iniciais As condições iniciais utilizadas no regime transiente foram obtidas após simulação em regime estacionário. Não foi realizada calibração do modelo para esta etapa, posto que o obje- tivo da simulação resumiu-se à geração de uma distribuição inicial de cargas hidráulicas, con- forme Figura 5.12. 47 Figura 5.12: Mapa potenciométrico com a distribuição de cargas hidráulicas gerada pela simulação em regime estacionário. 5.5.3. Condições de Contorno e Elemento Discreto Os limites do modelo foram associados a condição de não-fluxo. As dimensões do modelo são suficientes para que o cone de rebaixamento não atinja os limites do domínio, em conformidade com a interpretação da curva diagnóstica do teste de bombeamento confeccio- nada para os dados observados. Com base nas premissas do modelo conceitual, impôs-se à drenagem condição de car- ga hidráulica constante (Figura 5.13), igual a -2 m, de modo que esta atue como fonte infinita de água para o poço durante o período do teste de bombeamento. 48 Para representação do poço, distante cerca de 66 metros da drenagem, utilizou-se con- dição de contorno de poço multicamadas (Figura 5.13), à qual foram atribuídas as mesmas características construtivas do poço de bombeamento P1 e taxa de bombeamento de 40 m3/h. O conjunto de descontinuidades hidraulicamente conectadas, e responsáveis por inter- ligar o poço P1 e a drenagem, foi representado através de elemento discreto (Figura 5.14), conforme premissas apresentadas no modelo conceitual. Figura 5.13: Disposição tridimensional das condições de contorno utilizadas internamente no domínio simulado. Em azul, contorno de carga constante e, em vermelho, contorno de poço tipo multicamada. 49 Figura 5.14: Visualização tridimensional do elemento discreto inserido no domínio. 5.6. Simulação em Regime Transiente 5.6.1. Parâmetros Hidrodinâmicos Partindo-se dos valores de condutividade hidráulica apresentados por Cavalcan- te (1990) para cada horizonte de alteração em rochas cristalinas da região de Atibaia (SP), e por Engelbrecht (2017) para as metassedimentares do Grupo São Roque no município de Itu (SP), o modelo foi calibrado com valores distintos de condutividade hidráulica para cada camada do domínio. Em acordo com as premissas impostas ao modelo conceitual, por consequência da ele- vada densidade de fraturamento e da perpendicularidade entre as direções das descontinuida- des, a condutividade hidráulica foi tratada como isotrópica (Kx = Ky = Kz) e homogênea em cada camada do modelo; para as camadas 3 e 4 em particular, vinculadas à rocha inalterada, optou-se por tratá-las como homogêneas e isotrópicas por desconhecer-se a existência ou não de descontinuidades e, caso exista, sua intensidade e padrão geométrico. Para a Camada 1, correspondente à zona de alteração, o valor de condutividade hidráu- lica obtido a partir da calibração do modelo foi de 5,0E-06 m/s. Para a Camada 2, associada à zona de transição, obteve-se valor mais elevado, de 1,0E-05 m/s, enquanto as camadas 3 e 4 50 do modelo, representantes da rocha inalterada, mas passível de drenança por possíveis fraturas existentes, apresentaram os menores valores, iguais a 1,0E-09 m/s. Para o elemento discreto, partiu-se do valor de Kx (condutividade hidráulica na direção paralela à da descontinuidade) estimado pelo teste de bombeamento; o valor obtido para este parâmetro, com o ajuste do modelo, foi de 3,24E-04 m/s. Para o parâmetro espessura, o modelo foi calibrado utilizando- se valor de 17 metros, correspondente à espessura da coluna d’água dentro da descontinuida- de. Valores de porosidade efetiva iguais a 1% para as quatro camadas do domínio foram obtidos a partir do ajuste do modelo. Estes valores são condizentes com os dados de porosida- de apresentados por Cavalcante (1990) para os diferentes horizontes intempéricos em rochas cristalinas; o valor de porosidade foi o mesmo para todas as camadas, de modo a evitar res- postas de dupla porosidade na curva diagnóstica simulada. 5.6.2. Calibração O critério utilizado para calibração do modelo consistiu na correspondência dos valo- res de rebaixamento dos testes de bombeamento observado e simulado, em particular, para o trecho correspondente à recuperação, de modo a evitar influência de perdas de carga por efei- to do poço, algo não passível de reprodução na simulação. A Figura 5.15 apresenta o gráfico de dispersão dos rebaixamentos simulado e obser- vado. Observa-se a existência de uma diferença constante entre ambos (a qual não ultrapassa 1 metro), com o observado sempre maior que o calculado, o que deve estar associado às per- das de carga por efeitos do poço. A Figura 5.16 corresponde ao gráfico de dispersão para as recuperações simulada e observada, e aponta para elevada correlação entre os dados. Para o período de recuperação, os dados observados e os simulados exibem elevado grau de aderên- cia, indicado por erro quadrático médio RMS = 0,04 m, erro quadrático médio normalizado NRMS = 4,16%, coeficiente de correlação R = 99,56% e coeficiente de determinação R2 = 99,12%, conforme Figura 5.17. 51 Figura 5.15: Comportamento dos valores de rebaixamento observados e dos calculados pela simulação durante o período de bombeamento (0 a 1440 minutos). Figura 5.16: Comportamento dos valores de rebaixamento observados e dos calculados pela simulação durante o período de recuperação (1440 a 1530 minutos). 0,5 1 1,5 2 2,5 3 0 200 400 600 800 1000 1200 1400 Re ba ix am en to (m ) Tempo (min) Observado Simulado 52 Figura 5.17: Gráfico de correlação entre os valores de rebaixamento observados durante o teste de recuperação e aqueles calculados pela simulação para o mesmo período. 5.6.3. Análise de Sensibilidade Com o intuito de avaliar o grau de incerteza atrelado aos parâmetros do modelo transi- ente calibrado, efetuou-se análise de sensibilidade a partir da alteração de 5%, em relação ao valor calibrado, nos parâmetros de condutividade hidráulica e porosidade efetiva do domínio, e de condutividade hidráulica e espessura do elemento discreto. Os valores de coeficiente de sensibilidade obtidos para cada um dos parâmetros, calculados para a alteração em cada ca- mada e em todo o modelo, são apresentados na Tabela 5.3 e no gráfico da Figura 5.18. Tabela 5.3: Coeficientes de sensibilidade e valores de RMS calculados a partir da alteração de 5% dos valores de calibração do modelo. Legenda: Th - espessura do elemento discreto; Kdf – condutividade hidráulica do elemen- to discreto; Kt – condutividade hidráulica em todo o domínio; Syt – porosidade efetiva em todo o domínio. Parâmetro RMS calibrado RMS alterado Coef.Sensibilidade Th (17 m) 0,042 0,049 0,124 Kdf (3,24E-04 m/s) 0,042 0,053 0,213 K1 (5,00E-06 m/s) 0,042 0,039 -0,074 K2 (1,00E-05 m/s) 0,042 0,042 -0,012 K34 (1,00E-09 m/s) 0,042 0,042 -0,001 Kt 0,042 0,034 -0,165 Sy1 (0,01) 0,042 0,038 -0,053 Sy2 (0,01) 0,042 0,042 -1,26E-09 Sy34 (0,01) 0,042 0,042 -1,26E-09 Syt 0,042 0,040 -0,053 53 Figura 5.18: Distribuição dos valores de coeficiente de sensibilidade calculados para cada parâmetro associado ao elemento discreto e ao domínio e suas camadas. Observar que os coeficientes de sensibilidade obtidos para os parâmetros K e Sy das camadas 3 e 4 são muito inferiores em relação aos demais, praticamente não aparecendo no gráfico. Dos resultados obtidos, observa-se que o modelo possui maior sensibilidade a mudan- ças no parâmetro condutividade hidráulica do elemento discreto (Kdf), e que a espessura deste (Th) apresenta o segundo maior coeficiente de sensibilidade. O modelo é pouco sensível fren- te à modificação dos valores de condutividade hidráulica (K1, K2, K34) e porosidade efetiva (Sy1, Sy2, Sy34) quando realizadas separadamente para cada camada do domínio, enquanto a alteração destes parâmetros em todo o modelo (Kt e Syt), aponta para maior sensibilidade re- lacionada à variação da condutividade hidráulica. Embora as maiores sensibilidades estejam associadas aos parâmetros de condutividade hidráulica, espessura do elemento discreto e à alteração da condutividade hidráulica em todo o domínio, a modificação dos valores de NRMSE associadas a estes parâmetros não ultrapas- sam 0,25%, com alteração da calibração em apenas 0,01 m. 5.6.4. Análise de Curva Diagnóstica Simulada Os dados de rebaixamento e recuperação, obtidos do teste de bombeamento simulado, foram utilizados na confecção e interpretação da curva diagnóstica, conforme apresentado na -0,180 -0,130 -0,080 -0,030 0,020 0,070 0,120 0,170 0,220 Elemento Discreto Camada 1 Camada 2 Camadas 3 e 4 Todo o domínio Co efi ci en te d e Se ns ib ili da de Parâmetros Espessura K Sy 54 Figura 5.18. Entre 20 e 300 minutos, aproximadamente, verifica-se condições de fluxo radial infinito (IARF), marcado pela formação de platô na curva derivativa. Este comportamento é confirmado pelo gráfico de rebaixamento por tempo em escala monologarítmica, no qual ob- serva-se que a curva de rebaixamento possui inclinação característica de fluxo radial para o mesmo intervalo de tempo considerado (Figura 5.19). Figura 5.18: Curva diagnóstica construída a partir dos dados do teste de bombeamento simulado (pontos) e mo- delo analítico ajustado para os dados (linhas). Em azul, curvas de rebaixamento e recuperação; em vermelho, curva da derivada logarítmica do rebaixamento. 55 Figura 5.19: Comparação da distribuição dos dados de rebaixamento simulados (pontos) com a curva de inclina- ção diagnóstica de fluxo radial (azul). O modelo analítico ajustado para a curva foi o de fratura vertical com condutividade infinita de Gringarten & Witherspoon (1972), apresentado na Figura 5.18. O valor de Kx (condutividade hidráulica ao longo da fratura) obtido foi de 13 m/dia, diferindo em apenas 7% do valor interpretado dos dados de rebaixamento reais. A análise da geometria de fluxo con- verge com o modelo analítico ajustado, posto que fratura vertical com condutividade infinita caracteriza-se por geometria de fluxo linear no tempo inicial com evolução para fluxo elíptico ou pseudo-radial (Bourdet, 2002). Estas geometrias de fluxo são identificadas no modelo nu- mérico, com fluxo linear representado na Figura 5.20 e o fluxo pseudo-radial (ou elíptico) na Figura 5.21. 56 Figura 5.20: Vista em planta dos vetores de fluxo (linhas pretas) ao redor do poço (ponto vermelho) e do elemen- to discreto (linha amarela), no período inicial do bombeamento (1,6 minutos), com geometria característica de fluxo linear. Figura 5.21: Vista em planta dos vetores de fluxo (linhas pretas) ao redor do poço (ponto vermelho) e do elemen- to discreto (linha amarela), após cerca de 250 minutos de bombeamento, com geometria característica de fluxo pseudo-radial ou elíptico (tracejado em verde). 57 A partir de 300 minutos de bombeamento, a derivativa dos dados simulados inicia tendência de queda linear, enquanto o rebaixamento do nível d’água tende à estabilização (Fi- gura 5.18). Este comportamento aponta para existência de condição de contorno linear infinita de carga constante próxima ao poço (RENARD et al., 2008). Tal condição de contorno foi imposta à drenagem existente no modelo, o que sugere a interceptação desta pelo cone de re- baixamento produzido durante o bombeamento e a contribuição de água superficial na produ- ção do poço. Cabe ressaltar que os tempos de início da estabilização da derivativa (próximo de 20 minutos) e da assinatura de condição de contorno de carga constante (em cerca de 300 minu- tos) obtidos para o teste simulado coincidem com aqueles da curva diagnóstica dos dados ob- servados, onde os mesmos são de 20 e 250 minutos, respectivamente. 5.6.5. Balanço de Fluxo e Proporção de Mistura Os volumes de entrada e saída de água do modelo, obtidos pela simulação em regime transiente, são apresentados na Figura 5.22. O valor total de saída de água do modelo é de 1.239 m3, resultado da saída através do poço de bombeamento (960 m3) e do rio (279 m3). A entrada total de água é de 400 m3, realizada exclusivamente através do rio. Em relação ao ar- mazenamento, observam-se valores totais de perda e captura de água iguais a 962 m3 e 124 m3, respectivamente. O valor de entrada líquida pelo rio corresponde a 121 m3, enquanto a perda líquida do armazenamento é de 838 m3. De posse destes valores, a contribuição de água superficial na produção do poço, para 1440 minutos de bombeamento, foi estimada em 12,6%, enquanto o aquífero responde por 87,3% da produção. A Figura 5.23 apresenta a variação da taxa de entrada e saída de água do modelo ao longo do período simulado. É possível observar que a taxa de perda de água do armazenamen- to se reduz à medida que a taxa de entrada de água pelo rio aumenta, a qual contribui para su- prir a demanda do poço de bombeamento. Verifica-se que após 250 minutos de bombeamen- to, a taxa de entrada de água pelo rio supera a taxa de saída por esta mesma condição de con- torno, coincidindo com o momento observado na curva diagnóstica do bombeamento simula- do para o qual a assinatura da primeira condição de contorno é registrada pela derivativa. A tendência de aumento contínuo exibida pela curva da taxa de entrada de água pelo rio (Figura 5.23) sugere que, para tempos de bombeamento maiores que o simulado, a contri- buição de água superficial na produção do poço deve manter-se crescente até que, em algum 58 momento, o sistema entre em equilíbrio. A interrupção do bombeamento, em 1440 minutos, é seguida por rápida queda na taxa de entrada de água pelo rio (Figura 5.23), o que indica ten- dência do fluxo recuperar-se da inversão imposta durante o bombeamento, conforme interpre- tado das assinaturas isotópicas das águas subterrâneas coletadas com o poço ativo e inativo. Figura 5.22: Balanço dos volumes de entrada e saída de água do modelo para a simulação em regime transiente. Figura 5.23: Variação das taxas de entrada e saída de água do modelo ao longo do tempo de simulação. 0,00E+00 5,00E+02 1,00E+03 1,50E+03 2,00E+03 2,50E+03 1,00 10,00 100,00 1000,00 Ta xa d e En tr ad a/ Sa íd a (m ³/ d) Tempo (min) Rio (Entrada) Rio (Saída) Poço (Saída) Armazenamento (Perda) Armazenamento (Captura) 59 5.6.6. Potenciometria Simulada e Rebaixamento Após 1440 minutos de bombeamento contínuo, observa-se que os sentidos de fluxo ao longo do domínio não sofrem grandes alterações, à exceção das vizinhanças do poço de bom- beamento, região na qual verifica-se aumento do gradiente hidráulico em direção ao poço e inversão de fluxo no trecho entre o poço e o rio, ambos consequência da criação do cone de rebaixamento. A Figura 5.24 apresenta a distribuição das cargas hidráulicas ao final do perío- do de rebaixamento do teste simulado. A geometria do cone de rebaixamento é elíptica (Figura 5.25) e o valor máximo de re- baixamento, decorridos 1440 minutos de bombeamento, é de 2,5 metros. Após o período do teste de recuperação (1440 a 1530 minutos), o nível d’água ainda apresenta-se 0,95 metros abaixo do nível estático. Figura 5.24: Mapa potenciométrico com a distribuição de cargas hidráulicas gerada pela simulação em regime transiente ao final do período de bombeamento. 60 Figura 5.25: Mapa de isovalores de rebaixamento após 1440 minutos de bombeamento. 61 6. CONCLUSÕES O desenvolvimento de modelo numérico de fluxo permitiu avaliar a contribuição de água superficial na produção de poço tubular profundo perfurado em aquífero cristalino e próximo a um trecho represado do Córrego dos Gomes, situado na bacia hidrográfica homô- nima, no município de Itu (SP). Através do levantamento litoestrutural de campo, realizado em toda a bacia hidrográ- fica, reconhece-se litotipos pertencentes ao Complexo Itapira e ao Grupo São Roque, bem como seus respectivos produtos de alteração. O grau de fraturamento dos horizontes afloran- tes é elevado, e ocorre predomínio de duas famílias de fraturas subverticais principais, com direções NE-SW e NW-SE. Os dados isotópicos apontam para inversão de fluxo durante bombeamento e contri- buição de água superficial na produção do poço. A amostra de água subterrânea coletada do poço de captação, quando inativo, dispõe-se ao longo da reta meteórica local, enquanto as amostras coletadas com o poço em funcionamento situam-se ao longo da reta de evaporação local. O modelo analítico ajustado para a curva diagnóstica, confeccionada com os dados do teste de vazão máxima realizado no poço de bombeamento, foi o de fratura vertical com con- dutividade infinita de Gringarten & Witherspoon (1972). Pelo comportamento da curva deri- vativa, identificou-se atuação de fluxo radial infinito e assinatura característica de condição de contorno de carga constante. O modelo conceitual elaborado, baseado nos dados litoestruturais, isotópicos e na aná- lise da curva diagnóstica, considera a existência de um conjunto de descontinuidades subver- ticais hidraulicamente conectadas e responsáveis por conectar o poço de bombeamento à re- presa próxima. A simulação numérica de fluxo das águas subterrâneas, realizada em regime transien- te, permitiu representar a inversão de fluxo pelo bombeamento do poço e estimar, em 12,6%, a taxa de contribuição de água superficial na produção do poço de captação, com indicativo de aumento deste percentual para períodos de bombeamento maiores que o simulado. 62 REFERÊNCIAS BIBILOGRÁFICAS AGUIAR, A. T. de; ANDRADE, E. de P.; HIRATA, R. C. A.; SILVA, R. G. B. DAEE-10 anos de experiência acumulada na exploração dos recursos hídricos subterrâ- neos. 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