1 UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA “Júlio de Mesquita Filho” Instituto de Geociências e Ciências Exatas Campus de Rio Claro FERNANDA TELES GOMES ROSA ANÁLISE DAS RELAÇÕES ENTRE RESISTIVIDADE ELÉTRICA, VAZÃO E PARÂMETROS FÍSICO-QUÍMICOS PARA O AQUÍFERO LIVRE DA REGIÃO DE CORUMBATAÍ (SP) Dissertação de Mestrado elaborada junto ao programa de Pós-graduação em Geociências e Meio Ambiente, para obtenção do Título de Mestre em Geociências e Meio Ambiente. Orientador: Prof. Dr. César Augusto Moreira Rio Claro – SP 2017 2 UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA “Júlio de Mesquita Filho” Instituto de Geociências e Ciências Exatas Campus de Rio Claro FERNANDA TELES GOMES ROSA ANÁLISE DAS RELAÇÕES ENTRE RESISTIVIDADE ELÉTRICA, VAZÃO E PARÂMETROS FÍSICO-QUÍMICOS PARA O AQUÍFERO LIVRE DA REGIÃO DE CORUMBATAÍ (SP) Dissertação de Mestrado apresentada ao Instituto de Geociências e Ciências Exatas do Campus de Rio Claro, da Universidade Estadual Paulista “Júlio de Mesquita Filho”, como parte dos requisitos para obtenção do título de Mestre em Geociências e Meio Ambiente. Orientador: Prof. Dr. César Augusto Moreira Rio Claro – SP 2017 Rosa, Fernanda Teles Gomes Análise das relações entre resistividade elétrica, vazão e parâmetros físico-químicos para o aquífero livre na região de Corumbataí (SP) / Fernanda Teles Gomes Rosa. - Rio Claro, 2017 105 f. : il., figs., gráfs., tabs. Dissertação (mestrado) - Universidade Estadual Paulista, Instituto de Geociências e Ciências Exatas Orientador: César Augusto Moreira 1. Geofísica. 2. Parâmetros físico-químicos. 3. Tomografia elétrica. 4. Distorção de campo elétrico. I. Título. 551 R788a Ficha Catalográfica elaborada pela STATI - Biblioteca da UNESP Campus de Rio Claro/SP 3 FERNANDA TELES GOMES ROSA ANÁLISE DAS RELAÇÕES ENTRE RESISTIVIDADE ELÉTRICA, VAZÃO E PARÂMETROS FÍSICO-QUÍMICOS PARA O AQUÍFERO LIVRE DA REGIÃO DE CORUMBATAÍ (SP) Dissertação de Mestrado apresentada ao Instituto de Geociências e Ciências Exatas do Campus de Rio Claro, da Universidade Estadual Paulista “Júlio de Mesquita Filho”, como parte dos requisitos para obtenção do título de Mestre em Geociências e Meio Ambiente. Status: Aprovado Comissão Examinadora Prof. Dr. César Augusto Moreira (orientador) IGCE/UNESP/Rio Claro (SP) Prof. Dr. Fábio Braz Machado ICET/UNIFESP/Diadema (SP) Dr. Andresa Oliva FUNDUNESP/Rio Claro (SP) Rio Claro, SP 22 de junho de 2017 4 AGRADECIMENTOS Aos meus familiares, amigos e companheiro, por todo apoio que me forneceram. Ao meu orientador, Prof. Dr. César Augusto Moreira, por toda a dedicação e empenho para transformar este trabalho no melhor possível, obrigada pela paciência e ajuda nos momentos de inúmeras dúvidas. Aos moradores das residências, pela gentiliza e atenção de deixar o estudo acontecer dentro da casa deles. Á todos os integrantes da equipe de campo. A Rosangela, secretária do programa de pós - graduação por todo o suporte na área de datas e prazos. 5 RESUMO A água subterrânea quando objeto de consumo humano obedece a parâmetros de qualidade, determinados por órgãos responsáveis em cada região. Poços do tipo cacimba, de escavação manual, e por vezes não regulamentados, podem sofrer da alteração dos parâmetros geoquímicos e como consequência a diminuição da qualidade da água. Sob a problemática de alta salinidade evidenciada por parte dos moradores nos municípios de Corumbataí e Rio Claro no interior do estado de São Paulo, foram realizadas aquisições de dados geofísicos por meio do método eletrorresistivo e coletados dados físico-químicos das águas dos poços. A captação de água subterrânea nestes poços é sob a unidade geológica da Formação Corumbataí marcada pela presença de siltitos e argilitos. A quantificação de parâmetros como os sólidos totais dissolvidos, condutividade elétrica, pH e Eh e vazão, são determinantes para caracterização do ambiente hidrogeológico. Para este trabalho, foram coletados dados geoquímicos de 18 poços e realizadas aquisições geofísicas com a técnica de tomografia elétrica concomitantes, com o intuito de possível correlação entre os parâmetros. Em uma análise geral nos dados físico-químicos é possível notar que os dados referentes aos parâmetros de sólidos totais dissolvidos e condutividade elétrica medidos nos poços, são correlacionados diretamente, devido a facilidade ao trânsito de corrente elétrica em soluções salinas. O resultado do processamento das aquisições geofísicas foi divido em quatro grupos distintos, que variam de acordo com as características quanto ao parâmetro físico de resistividade. Com a realização de três arranjos de campo distintos, Schlumberger, Wenner e Dipolo-dipolo, a resposta geofísica é diferente para cada arranjo. Em determinadas linhas ocorrem diferenças entre as três seções para mesmo ambiente geológico, este efeito é devido à disposição dos eletrodos na superfície para a injeção de corrente e obtenção da diferença de potencial. Cada disposição diferente de eletrodos gera uma distorção do campo elétrico devido à forma de propagação de corrente em cada arranjo aplicado em campo, como é evidenciado em determinadas linhas, das quais os valores de resistividade obtidos na área de influencia do poço são amplamente discrepantes de um arranjo em comparação com os outros. Palavras-chave: parâmetros físico-químicos; tomografia elétrica, distorção de campo elétrico. 6 ABSTRACT Groundwater when subject to human consumption obeys quality parameters, determined by responsible bodies in each region. cacimba wells, manually excavated, and sometimes unregulated, can suffer from the alteration of the geochemical parameters and as a consequence the decrease of water quality. Under the problem of high salinity evidenced by the residents in the municipalities of Corumbataí and Rio Claro in the interior of the state of São Paulo, geophysical data were acquired through the eletrorresistivo method and physicochemical data were collected from well water. The abstraction of groundwater in these wells is under the geological unit of the Corumbataí Formation marked by the presence of siltstones and argillites. The quantification of parameters such as total dissolved solids, electrical conductivity, pH and Eh and flow rate are determinant for characterization of the hydrogeological environment. For this work, geochemical data were collected from 18 wells and geophysical acquisitions were carried out using the concomitant electrical tomography technique, with the aim of possible correlation between the parameters. In a general analysis of the physicochemical data it is possible to observe that the data concerning the parameters of total dissolved solids and electrical conductivity measured in the wells are directly correlated due to the ease of electric current transit in salt solutions. The result of the processing of the geophysical acquisitions was divided into four distinct groups, which vary according to the characteristics of the physical parameter of resistivity. With the realization of three distinct field arrangements, Schlumberger, Wenner and Dipole-dipole, the geophysical response is different for each arrangement. In certain lines there are differences between the three sections for the same geological environment, this effect is due to the arrangement of the electrodes on the surface for the current injection and obtaining the potential difference. Each different arrangement of electrodes generates a distortion of the electric field due to the form of current propagation in each array applied in the field, as evidenced in certain lines, of which the resistivity values obtained in the area of influence of the well are widely divergent from one arrangement compared to others. Keywords: physical-chemical parameters; Electrical tomography, electric field distortion. 7 ÍNDICE DE FIGURAS FIGURA 1 - MAPA DE LOCALIZAÇÃO ........................................................................... .....16 FIGURA 2 - BACIAS HIDROGRÁFICAS DOS RIOS PIRACICABA, CAPIVARI E JUNDIAÍ. .............. 18 FIGURA 3 - MAPA DOS GRUPOS E FORMAÇÕES GEOLÓGICAS DO ESTADO DE SÃO PAULO 21 FIGURA 4 -ALTERNÂNCIA RITMICA DE SILTITOS E ARGILITOS . ........................................... 28 FIGURA 5 - CAMADA DE ARGILITO ROXO COM VEIOS DE CALCITA. ...................................... 28 FIGURA 6 - SEQUÊNCIA RÍTMICA ONDE PREDOMINA NÍVEIS DE ARENITO FINO, COM CAMADA ÚNICA DE ARGILITO MARROM ESCURO ............................................................................... 28 FIGURA 7 - ELEMENTOS DO CICLO HIDROGEOLÓGICO ....................................................... 29 FIGURA 8 - EXEMPLO DE AQUÍFERO LIVRE, CONFINADO E AQUITARDE ................................ 31 FIGURA 9 - AQUÍFERO GRANULAR, AQUÍFERO FISSURAL E AQUÍFERO CÁRSTICO. ................ 32 figura 10 - FORMAS DE CONDUÇÃO ELÉTRICA EM ROCHAS E MINERAIS................................35 FIGURA 11 - ANALOGIA ENTRE O FLUXO DE CORRENTE E O FLUXO DE ÁGUA.. .................... 37 FIGURA 12 - CAMINHO DE CORRENTE ELÉTRICA NO SOLO ................................................. 40 FIGURA 13 - EXEMPLO DE UMA FRAÇÃO DE CORRENTE PENETRANDO ABAIXO DA PROFUNDIDADE Z PARA UMA DETERMINADA SEPARAÇÃO DE ELETRODOS DE CORRENTE ....................... 41 FIGURA 14 - DISPOSIÇÃO DOS ELETRODOS NOS ARRANJOS .............................................. 42 FIGURA 15 - EFEITO DA REFRAÇÃO NAS LINHAS DE CORRENTE NA INTERFACE ENTRE O MEIO DE MAIOR E MENOR RESISTIVIDADE. ............................................................................. 44 FIGURA 16 - LINHAS DE CORRENTE ELÉTRICA NA REFRAÇÃO. ........................................... 44 FIGURA 17 - SENSIBILIDADE DOS ARRANJOS NA DISTRIBUIÇÃO DE CORRENTE EM PLANO......46 FIGURA 18 - TIPOS DE POROSIDADE EM RELAÇÃO AOS TEXTURA DA ROCHA. ..................... 47 FIGURA 19 - ABORDAGEM MACROSCÓPICA E MICROSCÓPICA PARA A ANÁLISE DE FLUXO DE ÁGUAS SUBTERRÂNEAS ..................................................................................................... 49 IGURA 20 - MAPA DE LOCALIZAÇÃO DA ÁREA DOS POÇOS. ................................................ 55 FIGURA 21 - PROCEDIMENTOS ADOTADOS EM CAMPO .................................................. 57 FIGURA 22 - LINHA 1, PROFUNDIDADE DO NÍVEL DA ÁGUA EM 3,30 METROS ...................... 62 FIGURA 23 - LINHA 2 PROFUNDIDADE DO NÍVEL DA ÁGUA EM 4 METROS. ............................ 62 FIGURA 24 - LINHA 3, PROFUNDIDADE DO NÍVEL DA ÁGUA EM 0,7 METROS ......................... 63 FIGURA 25 - LINHA 4, PROFUNDIDADE DO NÍVEL DA ÁGUA EM 12,08 METROS ..................... 63 FIGURA 26 - LINHA 7, PROFUNDIDADE DO NÍVEL DA ÁGUA EM 11,41 METROS ..................... 64 FIGURA 27 - LINHA 11, PROFUNDIDADE DO NÍVEL DA ÁGUA EM 3,84 METROS ..................... 64 FIGURA 28 - LINHA 12, PROFUNDIDADE DO NÍVEL DA ÁGUA EM 5,07 METROS ..................... 65 FIGURA 29 - LINHA 13, PROFUNDIDADE DO NÍVEL DA ÁGUA EM 3,18 METROS ..................... 65 FIGURA 30 - LINHA 15, PROFUNDIDADE DO NÍVEL DA ÁGUA EM 13,07 METROS ................... 66 FIGURA 31 - LINHA 17, PROFUNDIDADE DO NÍVEL DA ÁGUA EM 11,08 METROS ................... 66 FIGURA 32 - CONDUTIVIDADE ELÉTRICA VERSUS STD, 10 PONTOS - GRUPO A ............... 67 8 FIGURA 33 - CONDUTIVIDADE ELÉTRICA VERSUS STD 7 PONTOS - GRUPO A .................. 68 FIGURA 34 - RESISTIVIDADE VERSUS VAZÃO, ARRANJO SCHLUMBERGER - GRUPO A ..... 70 FIGURA 35 - RESISTIVIDADE VERSUS VAZÃO, ARRANJO WENNER - GRUPO A ................. 70 FIGURA 36 - RESISTIVIDADE VERSUS VAZÃO, ARRANJO DIPOLO - DIPOLO - GRUPO A ..... 71 FIGURA 37 - LINHA 5, PROFUNDIDADE DO NÍVEL DA ÁGUA EM 24 METROS .......................... 73 FIGURA 38 - LINHA 16, PROFUNDIDADE DO NÍVEL DA ÁGUA EM 3,55 METROS ..................... 73 FIGURA 39 - CONDUTIVIDADE ELÉTRICA VERSUS STD, GRUPO B ........................................ 74 FIGURA 40 - RESISTIVIDADE VERSUS VAZÃO, ARRANJO SCHLUMBERGER - GRUPO B ........... 75 FIGURA 41 - RESISTIVIDADE VERSUS VAZÃO, ARRANJO WENNER - GRUPO B ...................... 75 FIGURA 42 - RESISTIVIDADE VERSUS VAZÃO, ARRANJO DIPOLO-DIPOLO - GRUPO B ............ 76 FIGURA 43 - LINHA 9, PROFUNDIDADE DO NÍVEL DA ÁGUA EM 2,85 METROS ....................... 77 FIGURA 44 - LINHA 14, PROFUNDIDADE DO NÍVEL DA ÁGUA EM 8,91 METROS ..................... 78 FIGURA 45 - LINHA 18, PROFUNDIDADE DO NÍVEL DA ÁGUA EM 13,18 METROS ................... 78 FIGURA 46 - CONDUTIVIDADE ELÉTRICA VERSUS STD, GRUPO C ........................................ 79 FIGURA 47 RESISTIVIDADE VERSUS VAZÃO, ARRANJO SCHLUMBERGER - GRUPO C ............. 80 FIGURA 48 - RESISTIVIDADE VERSUS VAZÃO, ARRANJO WENNER- GRUPO C ....................... 80 FIGURA 49 - RESISTIVIDADE VERSUS VAZÃO, ARRANJO DIPOLO-DIPOLO - GRUPO C ............ 81 FIGURA 50 - LINHA 6, PROFUNDIDADE DO NÍVEL DA ÁGUA EM 3,15 METROS ....................... 82 FIGURA 51 - LINHA 8, PROFUNDIDADE DO NÍVEL DA ÁGUA EM 1,4 METROS ......................... 82 FIGURA 52 - LINHA 10, PROFUNDIDADE DO NÍVEL DA ÁGUA EM 11,3 METROS ..................... 83 FIGURA 53 - CONDUTIVIDADE ELÉTRICA VERSUS STD, GRUPO D ........................................ 84 FIGURA 54 - RESISTIVIDADE VERSUS VAZÃO, ARRANJO SCHLUMBERGER - GRUPO D ........... 85 FIGURA 55 - RESISTIVIDADE VERSUS VAZÃO, ARRANJO WENNER - GRUPO D ...................... 85 FIGURA 56 - RESISTIVIDADE VERSUS VAZÃO, ARRANJO DIPOLO-DIPOLO - GRUPO D ............ 86 FIGURA 57 - CORRELAÇÃO ENTRE OS DADOS HIDROGEOLÓGICOS COM 18 PONTOS ........... 88 FIGURA 58 - CORRELAÇÃO ENTRE OS DADOS HIDROGEOLÓGICOS COM 15 PONTOS ........... 89 FIGURA 59 - DADOS DE RESISTIVIDADE VERSUS CONDUTIVIDADE ELÉTRICA, ARRANJO SCHLUMBERGER .................................................................................................... 91 FIGURA 60 - DADOS DE RESISTIVIDADE VERSUS CONDUTIVIDADE ELÉTRICA, ARRANJO WENNER ............................................................................................................................ 91 FIGURA 61 - DADOS DE RESISTIVIDADE VERSUS CONDUTIVIDADE ELÉTRICA, ARRANJO DIPOLO- DIPOLO ................................................................................................................. 91 FIGURA 62 - DADOS DE RESISTIVIDADE VERSUS STD, ARRANJO SCHLUMBERGER ............... 92 FIGURA 63 - DADOS DE RESISTIVIDADE VERSUS STD, ARRANJO WENNER ........................... 92 FIGURA 64 - DADOS DE RESISTIVIDADE VERSUS STD, ARRANJO DIPOLO-DIPOLO ................ 92 FIGURA 65 - DADOS DE RESISTIVIDADE VERSUS PH, ARRANJO SCHLUMBERGER ................. 93 FIGURA 66 - DADOS DE RESISTIVIDADE VERSUS PH, ARRANJO WENNER ............................ 93 FIGURA 67 - DADOS DE RESISTIVIDADE VERSUS PH, ARRANJO DIPOLO-DIPOLO .................. 93 9 FIGURA 68 - DADOS DE RESISTIVIDADE VERSUS EH, ARRANJO SCHLUMBERGER ................. 94 FIGURA 69 - DADOS DE RESISTIVIDADE VERSUS EH, ARRANJO WENNER ............................ 94 FIGURA 70 - DADOS DE RESISTIVIDADE VERSUS EH, ARRANJO DIPOLO-DIPOLO .................. 94 FIGURA 71 - DADOS DE RESISTIVIDADE VERSUS VAZÃO, ARRANJO SCHLUMBERGER ........... 95 FIGURA 72 - DADOS DE RESISTIVIDADE VERSUS VAZÃO, ARRANJO WENNER ....................... 95 FIGURA 73 - DADOS DE RESISTIVIDADE VERSUS VAZÃO, ARRANJO DIPOLO-DIPOLO ............ 95 10 ÍNDICE DE TABELAS Tabela 1 - Classificação dos dados geoquímicos.....................................................60 Tabela 2 - Parâmetros geoquímicos de STD e condutividade elétrica para o grupo A................................................................................................................................67 Tabela 3 - Valores de vazão e resistividade obtidos para cada arranjo - grupo A................................................................................................................................69 Tabela 4 - Parâmetros geoquímicos de STD e condutividade elétrica para o grupo B................................................................................................................................74 Tabela 5 - Valores de vazão e resistividade obtidos para cada arranjo - grupo B................................................................................................................................75 Tabela 6 - Parâmetros geoquímicos de STD e condutividade elétrica para o grupo C................................................................................................................................79 Tabela 7 - Valores de vazão e resistividade obtidos para cada arranjo-grupo C................................................................................................................................80 Tabela 8 - Parâmetros geoquímicos de STD e condutividade elétrica para o grupo D................................................................................................................................84 Tabela 9 - Valores de vazão e resistividade obtidos para cada arranjo - grupo D................................................................................................................................85 Tabela 10 - Parâmetros hidrogeológicos e geofísico para as 18 linhas....................90 11 Sumário 1 INTRODUÇÃO .................................................................................................................. 13 1.1 Objetivos .......................................................................................................... 15 2 ASPECTOS FISIOGRÁFICOS E ECONÔMICOS ............................................................. 16 3 GEOLOGIA ....................................................................................................................... 20 3.1 Bacia Sedimentar do Paraná ........................................................................... 20 3.2 Unidades Litoestratigráficas Regionais ............................................................ 21 3.2.1 Grupo Itararé ..................................................................................................................... 21 3.2.2 Grupo Passa Dois ............................................................................................................ 22 3.2.3 Grupo São Bento .............................................................................................................. 25 3.2.4 Grupo Bauru ...................................................................................................................... 26 3.2.5 Depósitos Cenozóicos ..................................................................................................... 27 3.3 Geologia local .................................................................................................. 27 4 HIDROGEOLOGIA: CONCEITOS BÁSICOS .................................................................... 29 4.1 Aquíferos .......................................................................................................... 30 4.1.1 Aquiclude e Aquitarde ...................................................................................................... 30 4.1.2 Tipos de aquífero .............................................................................................................. 31 5 MATERIAS E MÉTODOS ................................................................................................. 33 5.1 PRINCÍPIOS FÍSICOS FUNDAMENTAIS ........................................................ 33 5.1.2 Princípios teóricos ............................................................................................................ 33 5.1.3 Condução da corrente elétrica nos materiais ............................................................... 34 5.1.4 Campo elétrico e potencial .............................................................................................. 35 5.1.5 Resistência e resistividade elétricas .............................................................................. 36 5.2 MÉTODO DA ELETRORRESISTIVIDADE ...................................................... 37 5.2.1 Resistividade dos minerais ............................................................................................. 38 5.2.2 Técnica e arranjos de aquisição .................................................................................... 39 5.3 PROGAGAÇÃO DOS CAMPOS ELÉTRICO E POTENCIAL NO AMBIENTE GEOLÓGICO ......................................................................................................... 43 5.4 PARÂMETROS HIDROGEOLÓGICOS ........................................................... 46 5.4.1 Porosidade ......................................................................................................................... 46 5.4.2 Permeabilidade ................................................................................................................. 47 5.4.3 Transmissividade .............................................................................................................. 48 5.4.4 Condutividade hidráulica ................................................................................................. 49 5.4.5 Fluxo ................................................................................................................................... 50 5.4.6 Parâmetros físico-químicos ............................................................................................ 50 12 6 CORRELAÇÃO ENTRE OS PARÂMETROS GEOELÉTRICOS E HIDROGEOLÓGICOS 52 7 PLANEJAMENTO E AQUISIÇÃO DOS DADOS ............................................................... 55 8 PROCESSAMENTO E ANÁLISE DOS DADOS ................................................................ 58 9 RESULTADOS ................................................................................................................. 61 9.1 Grupo A ............................................................................................................ 61 9.2 Grupo B ............................................................................................................ 72 9.3 Grupo C ........................................................................................................... 77 9.4 Grupo D ........................................................................................................... 81 10 DISCUSSÕES ................................................................................................................ 87 10.1 Parâmetros hidrogeológicos........................................................................... 87 10.2 Correlações entre dados geoquímicos e geofísicos ....................................... 89 11 CONCLUSÕES ............................................................................................................... 98 REFERÊNCIAS ................................................................................................................. 100 13 1 INTRODUÇÃO A água tem devida importância para a saúde humana, e é essencial para o funcionamento biológico, desde o metabolismo dos organismos vivos até o equilíbrio dos ecossistemas. A crise da água no século XXI trouxe a discussão sobre o gerenciamento, as análises e estratégias permanentes e de prospecção tecnológicas, cada vez mais necessárias para redução da vulnerabilidade, dos riscos de desabastecimento, deterioração da qualidade e de escassez da água. O aumento acelerado por demanda deste recurso cria problemas de escassez, ao mesmo tempo em que ocorre a deterioração da qualidade das águas (BICUDO et al., 2010). Quanto ao consumo das águas, no Brasil a agricultura é o meio de maior consumo cerca de 68%, 18% é destinado para o abastecimento público e 14% das águas disponíveis são para as indústrias. Além do uso agrícola e industrial as águas subterrâneas são exploradas para uso doméstico. Atualmente mais de 80% dos municípios do estado de São Paulo exploram o subsolo para abastecimento parcial ou integral (BICUDO et al., 2010; DAEE, 2015). A alta demanda gerada faz com que o sistema hídrico seja bastante estudado, afim de captação de águas subterrâneas. Com isso novos estudos surgem, com novas ferramentas ou aprimoramentos dos métodos já realizados. Hidrologeologia é o nome para o estudo das águas encontradas na superfície da Terra. Uma das metas mais importantes e também mais difíceis em hidrogeologia é a capacidade de prever de forma confiável as propriedades hidráulicas das formações do subsolo. A caracterização mais completa e precisa do meio geológico em subsuperficie, pode ser conseguido através da abordagem integrada entre os dados de poços e dados geofísicos interpretados em conjunto (HISCOCK, 2005; RUBIN & HUBBARD, 2005). Os métodos geofísicos são uma alternativa de investigação em subsuperfície, de forma indireta, de baixo custo, e rápida se comparada principalmente aos casos em que são necessárias várias perfurações. Os métodos são divididos de acordo com as propriedades físicas a que estão submetidos. Propriedades como densidade e elasticidade determinam os métodos sísmicos, a suscetibilidade magnética e remanência são propriedades físicas do método magnético, a densidade do método gravimétrico, a condutividade, a capacitância, a indutância elétrica e constante dielétricas nos métodos geoelétricos. Estes são métodos versáteis com 14 procedimentos de interpretações por meio de programas computacionais, e possibilitam interpretações quantitativas. Com a evolução tecnológica dos equipamentos, este recurso é crescentemente empregado, devido à possibilidade de amplas áreas de cobertura, com aplicabilidade em estudos de mapeamento geológico, prospecção mineral e hidrogeologia (KEAREY et al., 2002). O uso do método geofísico aplicado à hidrogeologia é eficaz quando se anseia adquirir informações como o nível da água subterrânea, a espessura da camada aquífera, mapa potenciométrico ou quando o objeto de trabalho é o conhecimento do ambiente geológico regional, estas entre outras informações. A correlação entre os parâmetros hidrogeológicos e geofísicos, dependem de fatores como: o tamanho do poro, índice de vazios, conexão entre os poros, salinidade, grau de intemperismo, quantidade de fraturas no caso de aquíferos fraturados, interconectividade e saturação por água, são fatores que controlam o fluxo das águas subterrâneas. Modelos teóricos são produzidos em laboratório para obter as propriedades hidrogeofísicas, e estes modelos teóricos são tipicamente baseados em relações de modelos petrofísicos. Com o decorrer do tempo, novas alternativas de aquisição, processamento e combinação de métodos são testadas para que o resultado final seja o mais condizente com a realidade do meio geológico (RUBIN & HUBBARD, 2005). Com isso, a correlação entre os parâmetros é vista como uma boa solução na obtenção de resposta do meio, de forma eficiente e rápida. O uso, portanto dos métodos geofísicos e sua resposta integrada aos parâmetros hidrogeológicos é utilizada com o intuito de diminuir os custos, e principalmente a diminuição da necessidade de perfurações de poços (CHANDRA et al., 2008). Dentre os métodos geofísicos existentes a eletrorresistividade foi o escolhido para este trabalho. Através da técnica de tomografia elétrica, que é baseada na determinação da resistividade elétrica de diferentes tipos de materiais geológicos. Este método é capaz de delimitar o contraste entre a propriedade física de resistividade nos meios saturados e insaturados, além de determinar possíveis zonas de falhas ou fraturas. Neste estudo, foram realizadas aquisições geofísicas e coletados dados geoquímicos da água dos poços rasos com captação em aquífero livre na localidade dos municípios de Corumbataí e Rio Claro (SP), sob os siltitos e argilitos presentes na unidade geológica da Formação Corumbataí. Esta região é reconhecida pela 15 elevada salinidade natural das águas em nascentes e poços rasos, atribuída à liberação de sais presentes nas rochas sedimentadas em ambiente marinho raso (SOUSA, 1985). A análise dos resultados permitiu o estabelecimento das relações entre os parâmetros físico-químicos de sólidos totais dissolvidos, condutividade elétrica, pH, Eh e medidas de vazão com o parâmetro geofísico de resistividade, nos 18 poços de captação de água presentes na área de estudo. Os dados tomográficos adquiridos subsidiaram o estudo comparativo entre os arranjos de aquisição de dados, e produziram resultados satisfatórios e esclarecedores quanto à disposição dos eletrodos em superfície e sua influência na fidelidade com o ambiente geológico representado. 1.1 Objetivos Este trabalho objetiva uma análise quantitativa e comparativa entre o parâmetro físico de resistividade elétrica obtido por meio da técnica de tomografia elétrica e medidas de vazão, sólidos totais dissolvidos, pH, Eh e condutividade elétrica, obtidos por meio de amostras de água subterrânea em poços rasos na Formação Corumbataí unidade geológica do Grupo Passa Dois, nos municípios de Rio Claro e Corumbataí (SP). Por meio da aquisição de dados geofísicos, um segundo objetivo, visa a análise comparativa entre os arranjos aplicados em campo Schlumberger, Wenner e Dipolo-dipolo, por meio do método eletrorresistivo e da técnica de aquisição tomográfica para conferir o grau de fidelidade ao contexto geológico, bem como a análise de inconsistência entre os resultados apresentados, associados às distorções na propagação do campo elétrico e potencial em sistemas aquíferos distintos, o que justifica a sensibilidade relativa de cada arranjo. 16 2 ASPECTOS FISIOGRÁFICOS E ECONÔMICOS A área de estudo está situada nos municípios de Corumbataí e Rio Claro, no estado de São Paulo, locais próximos a importantes centros urbanos como Limeira e Piracicaba e Campinas. Segundo dados do IBGE (2015), o município de Corumbataí tem uma população de 3.874 habitantes e uma área de 278.622 Km² e o município de Rio Claro possui uma população de aproximadamente 199 mil habitantes, em uma área de 498 km² (Figura 1). Figura 1 - Mapa de Localização Fonte: Google Earth. O regime climático na região apresenta características sub-tropicais com duas estações bem definidas, seca no inverno e úmido no verão. De outubro a abril são os meses de período de maior intensidade de chuvas e de maio a setembro são os meses de estiagem, com variação local no início e o término de cada um dos 17 períodos. Os índices de precipitação pluviométrica variam entre 1.200mm a 1.800 mm anuais (CEAPLA, 2016). A geomorfologia do Estado de São Paulo é dividida em cinco grandes províncias: Planalto Atlântico, Planalto Ocidental, Província Costeira, Depressão Periférica e Cuestas Basálticas (AB’ SABER, 1956). Dentre estas províncias, a área de estudo está situada na Depressão Periférica entre as margens pré-cambrianas do Planalto Cristalino e as escarpas das zonas das cuestas dos derrames basálticos do Planalto Ocidental. Possui uma área de mais de 470 km de norte a sul do estado e apresenta características morfológicas de comportamento interplanáltico, suavemente ondulado, com altitude variável entre 550m e 650m (CEAPLA, 2016). Dentre as divisões das Bacias Hidrográficas do Estado de São Paulo, a área de estudo esta sob a região do Piracicaba, Capivari e Jundiaí que abrange uma área total de 15.303,67 km² (SSRH, 2013). Os principais cursos d’água desta bacia são os rios Piracicaba, Jaguari, Atibaia, Camanducaia, Corumbataí, Passa Cinco, Ribeirões Anhumas, Pinheiros e Quilombo na Bacia do rio Piracicaba; Rios Capivari, Capivari-Mirim e Ribeirões Água Clara e Piçarrão na Bacia do Rio Capivari; Rios Jundiaí, Jundiaí-Mirim, Córrego Castanho e Ribeirão Piraí na Bacia do Rio Jundiaí. A região de estudos é uma das nove subdivisões da bacia hidrográfica do Rio Piracicaba, denominada sub-bacia do Rio Corumbataí e desde a sua nascente até a foz percorre uma área de 1.702,59 Km² e contempla os municípios de Analândia, Corumbataí, Rio Claro, Santa Gertudres, Ipeúna e Charqueada (CBJ-PCJ, 2006) (Figura 2). O rio Corumbataí, localizado na depressão periférica paulista, no centro leste do estado de São Paulo, é o principal responsável pelo abastecimento das regiões deste trabalho. Sua nascente é na região de Analândia na Serra de Santana a 800 m, e sua foz, no rio Piracicaba. Em seu alto curso, apresenta forte declive e rápido escoamento, com redução de sua velocidade e declive no curso médio devido à deposição de sedimentos nas curvas trazidos do mais alto curso. No baixo curso, o rio é volumoso, e tem pouca declividade, com curvas e meandros sobre arenitos e siltitos do Grupo Tubarão. O principal afluente da margem esquerda do Rio Corumbataí é o Ribeirão Claro, que abastece a cidade de Rio Claro (CBJ-PCJ, 2006). 18 Figura 2- Bacias hidrográficas dos rios Piracicaba, Capivari e Jundiaí Fonte: (CBH-PCJ, 2006). Os principais solos da região de abrangência da bacia são (CEAPLA, 2017):  Latossolo vermelho - Eutroférrico, que ocorre em relevo plano ou com ondulação suave de cor avermelhada.  Latossolo vermelho amarelo que ocorre em locais com relevo plano ou ondulação suave e apresenta cor amarelada com textura de argilosa a muito argilosa.  Nitossolo vermelho ocorre em relevos ondulados com cor avermelhada uniforme.  Argissolo vermelho escuro e amarelo ocorre em relevos ondulados e o tetor de argila presente no horizonte B que tem cor avermelhada é bem maior do que no horizonte A.  Chernossolo ocorre em relevo ondulado a fortemente ondulado.  Cambissolo ocorre em relevos ondulados a fortemente ondulados e montanhosos, e geralmente não alcança grandes profundidades.  Neossolo quartzarênico ocorre em relevo plano ou suavemente ondulado de cor amarelada.  Neossolo litólico ocorre normalmente em relevo ondulado ou muito movimentado.  Gleissolo ocorre em relevo de várzea. 19 Os insumos minerais explorados nessa região são resumidos a areia de construção civil explorada nos principais cursos d’água, especialmente nos rios das sub-bacias hidrográficas do Corumbataí, Capivari e Jundiaí, e areia industrial obtida a partir dos arenitos das formações Botucatu e Pirambóia, concentradas principalmente nos municípios de Analândia, Corumbataí e Rio Claro, além de argilas vermelhas para fabricação de pisos, revestimentos e telhas na região de Rio Claro e Santa Gertrudes (CBH-PCJ, 2006). As principais atividades que demandam água no Estado de São Paulo são a irrigação, o abastecimento urbano e uso para a industria. As áreas cultivadas abrangem 6,9 Mha, com destaque para cana-de-açúcar, laranja, milho, soja e café. As áreas de pastagem abrangem 10 Mha e a cobertura vegetal natural estendesse por 3,5 Mha (CERH, 2005). A ocupação na área da bacia do Corumbataí desde 2008 apresenta o declínio da área ocupada por pastagens e aumento da área ocupada pelo cultivo da cana- de-açúcar. As áreas de reflorestamento, silvicultura de eucalipto e Pinus superam a de vegetação natural, mata e cerrado. Além disso, problemas como a invasão das culturas de ciclo longo, como a da cana-de-açúcar, em áreas adequadas para culturas de ciclo curto, e a ocupação por pastagem em áreas recomendadas para silvicultura e em grande parte das áreas onde a vegetação natural deveria ter sido mantida, são recorrentes (CEAPLA, 2016). 20 3 GEOLOGIA 3.1 Bacia Sedimentar do Paraná É uma grande bacia sedimentar que cobre parte do território brasileiro, o Paraguai, o nordeste da Argentina e o norte do Uruguai, possui uma área de mais de 1,5 milhões de quilômetros quadrados, de idade entre o Neo-Ordoviciano e o Neocretáceo. Abriga dentro de seus limites uma sucessão sedimentar-magmática. É constituída por pacotes ígneo-sedimentares, compostos por sedimentos continentais e marinhos, intercalados com derrames basálticos no topo e na base, que foram depositados sob o embasamento da Plataforma Sul-Americana. O embasamento é composto por magmatitos, granitos, gnaisses e supracustrais (MILANI, 2007). A bacia foi dividida em seis sequências delimitadas no topo e na base por discordâncias. No trabalho de Milani (2007) estas seis unidades são descritas como pacotes rochosos, com intervalos temporais de dezenas de milhões de anos de duração denominados de Supersequências. As três primeiras Supersequências são, Rio Ivaí do período Ordoviciano-Siluriano, Paraná no Devoniano, Gondwana I no Carbonífero-Eotriássico, e estão associadas aos movimentos de transgressão e regressão do nível da linha de costa, devido às oscilações no nível do mar na época. As Supersequências Gondwana II do Meso a Neotriássico, Gondwana III no Neojurássico-Eocretáceo e Bauru do Neocretáceo, correspondem aos pacotes sedimentares continentais e as rochas ígneas associadas (MILANI et al., 1997). Dentre as divisões das supersequências, a Supersequência Gondwana I, documenta o ciclo completo de transgressão-regressão, e documenta os pacotes sedimentares que caracterizam individualmente os grupos Itararé, Guatá e Passa Dois. O Grupo Passa Dois é representado no estado de São Paulo pelas Formações Irati e Formação Corumbataí (MILANI, 2007). 21 3.2 Unidades Litoestratigráficas Regionais O estado de São Paulo é recoberto pelo Supergrupo Tubarão do qual fazem parte os grupos Paraná, Itararé e Tatuí, além dos depósitos cenozoicos, e pelos Grupos Bauru, São Bento e Passa Dois (Figura 3). Figura 3 - Mapa dos Grupos e Formações geológicas do estado de São Paulo Fonte: (PERINOTTO, 2008; IPT, 1981). 3.2.1 Grupo Itararé No estado de São Paulo este grupo, apresenta arenitos de granulação variável, desde arenitos feldspáticos até arenitos arcósios, e constituem desde camadas delgadas a bancos, cuja espessura pode alcançar dezenas de metros. Ocorrem também pacotes expressivos de diamictitos e sedimentos pelíticos, 22 representados por siltitos, folhelhos e ritmitos, podendo conter seixos e blocos (IPT, 1981). A origem deste grupo em grande maioria seria glacial e marinho, pode ocorrer também sedimentos fluviais de planície de maré (LANDIM, 1972). E apresenta influência de processos glaciais, que transgridem de um inicio de deposição de caráter continental, de alta energia para ambiente marinho a partir da gradativa instalação de lobos deltáicos e fácies pelíticas plataformais, com alternância de fluxos de massa subaquosos e turbiditos (ZAINE, 1994). 3.2.1.1 Formação Tatuí É predominantemente constituída por siltitos e subordinadamente ocorrem em finas camadas ou como corpos lenticulares de calcário, folhelho e arenito. A Formação Tatuí, marca o início do período pós-glacial. Este pacote rochoso apresenta fácies características de ambientes pouco energéticos, possivelmente marinhos distais (PIRES & PETRI, 1993). No estado de São Paulo esta disposta por uma faixa de afloramentos com até 10 km de largura, que se estende desde a cidade de Leme até a divisa com o Paraná, próximo de Fartura no estado de São Paulo, com espessura que não ultrapassa 100 e a nordeste existem colunas com pouco menos de 30 m (LANDIM et al.,1980). 3.2.2 Grupo Passa Dois Aflora em faixas estreitas e alongadas situadas adjacentes e para dentro da bacia sedimentar, em relação às faixas de afloramentos do Grupo Tubarão. Este grupo engloba na porção sul da bacia sedimentar do Paraná, e é constituída na pelas Formações Irati, Serra Alta, Terezina e Rio do Rasto, e no Estado de São Paulo, somente pelas Formações Irati e Corumbataí (ZAINE, 1994). 3.2.2.1 Formação Irati Corresponde à unidade basal do Grupo Passa Dois da Bacia do Paraná, é subdividida nos membros Taquaral (inferior) e Assistência (superior). Esta unidade é composta basicamente de evaporitos e a alternância entre calcários dolomíticos e 23 folhelhos betuminosos. Apresenta répteis aquáticos primitivos do tipo mesossaurídeos, também apresenta variação entre folhelhos pretos e folhelhos pretos betuminosos, intercalações de rochas carbonáticas, além de maciços de siltitos cinzentos e ás vezes ocorrem arenitos na base (MEZZALIRA, 1957). O Membro Taquaral é predominantemente pelítico, com argilitos, folhelhos de cor cinza claro a escuro, siltitos, e eventualmente, camadas finas de arenitos ou conglomerados com seixos, além de dentes de crustáceos O membro Assistência apresenta intercalações de folhelhos pretos pirobetuminosos associados a horizontes de calcários dolomíticos de coloração bege claro à cinza-escura, com presença de mesossaurídeos restritos à sua metade superior, marcas onduladas, estilólitos e brechas intraformacionais. Pode alcançar cerca de 40 m nas regiões centrais da bacia (HACHIRO, 1997). 3.2.2.2 Formação Corumbataí A região do levantamento é coberta pela geologia da Formação Corumbataí, que compõe o Grupo Passa Dois, localizado na porção nordeste da Bacia do Paraná. A Formação é caracterizada por apresentar siltitos, arenitos e folhelhos, pacotes com cores arroxeadas à avermelhadas, com intercalações de bancos carbonáticos, silexíticos e camadas de arenitos finos de idade do Perminano Superior (PERINOTTO et al., 2008). A Formação é a principal fornecedora de matéria-prima para as indústrias ceramistas da região no estado. A Formação Corumbataí é dividida em parte inferior e superior. Na parte inferior, é caracterizada por apresentar siltitos, argilitos e folhelhos cinzentos a roxo- acinzentados, em alguns pontos possui cimentação calcária que indica a Formação Serra Alta. Seguido por uma sucessão de camadas siltosas, ritmicamente alternadas com finas camadas cuja litologia varia entre argilas e areias finas, tanto vertical quanto horizontalmente, nas partes médias e superiores da Formação as cores vermelha e arroxeada passam a predominar, onde também apresentam lentes e bancos de arenito fino cimentado por carbonatos e calcários (LANDIM, 1970). Importantes registros fosselíferos são encontrados na Formação Corumbataí, os lamelibrânquios ou bivalves presentes na forma de moldes silificados como apresentado no trabalho de Christofoletti (2003). Conchostráceos, ostracodes, peixes cartilaginosos e ossos, vegetais representados por licófitas lepidodendrales e, 24 gimnospermas glossopteridales e megásporo também são destacados (SIMÕES & FITTIPALDI, 1992). É possível observar que as estruturas sedimentares características desta formação são de laminação planoparalela, laminação flâser, fendas de ressecamento, laminação cruzada, marcas ondulares, estruturas estromatolíticas associadas com calcários ooliticos e nos corpos arenosos, estratificação cruzada de pequeno porte e laminação descontínua (SCHENEIDER et al.,1974). Quanto ao ambiente deposicional desta formação, o trabalho de Souza (1985) a divide em oito fáceis e cinco sub-fácies que levaram à caracterização de depósitos shoreface, de alto mar e face da praia e tidal flat de planície de maré. Também foram descritos depósitos de laguna e barras de maré de ocorrência restrita, Souza (1985) defende em seu trabalho, que a influência de um ambiente marinho raso na sedimentação da Formação Corumbataí, com um ambiente de águas altamente salinas, teria ocorrido em zona de transição entre alto mar offshore, e a face de praia shoreface, e sua deposição é marcada por flutuações do nível do mar. A Formação Corumbataí é marcada pela predominância de siltitos e arenitos finos a muito finos, que indicam áreas-fontes arrasadas e/ou condições de estabilidade tectônica. Através de estudos de fácies sedimentares, é possível concluir, a existência de um mar epicontinental que recobre extensas áreas do estado de São Paulo durante o Perminano Superior. A evolução de ambientes marinhos para continental, da base para o topo da Formação Corumbataí é também demonstrada pelo progressivo incremento de areias, de cores avermelhadas, e enfatizada pela presença de troncos e restos de vegetais Lycopodiopsis derbyi e impressões de folhas de Pecopteris spp (SOUSA, 1985). A hipótese que descreve a alternância das camadas siltosas e argilosas são os resultados dos períodos de clima chuvoso onde deveria ocorrer uma grande quantidade de sedimentos continentais no ambiente marinho intracratônico, com turbulência e energia suficientes para espalhamento de partículas siltosas e no período de clima deveriam resultar em águas marinhas calmas e na decantação de particular argilosos em suspensão (SCHNEIDER et al., 1974). A Formação Corumbataí é formada por sedimentos depositados em ambiente marinho, a cerca de 250 e 230 milhões de anos. Sob condições hidrogeológicas de um aquiclude, denominado Passa Dois. Esta unidade geológica sedimentar separa os aquíferos Tubarão e Guarani, que aflora em uma faixa estreita do norte ao sul do 25 Estado de São Paulo, e passa pelas cidades de Porto Ferreira, Pirassununga, Rio Claro, Cesário Lange, Angatuba, Paranapanema e Fartura. Sua capacidade de fornecer água é baixa devido aos sedimentos finos presentes. Pode ser classificado também como um aqüitarde, pois pode apresentar, eventualmente, fraturas na rocha com certa produtividade de água. Devido à produtividade bastante baixa, esta unidade é pouco explorada (CETESB; IG, 1997). 3.2.3 Grupo São Bento Compõe a Seqüência Triássico-Cretácica, representada pelas Formações Pirambóia, Botucatu e Serra Geral, com registros de uma sedimentação exclusivamente continental, marcada por um clima árido a semiárido, e encerrada por um extenso vulcanismo basáltico. Representa o início da sedimentação Mesozóica iniciada no Triássico, onde ocorreram mudanças nos processos geodinâmicos da Bacia do Paraná (ZAINE, 1994). 3.2.3.1 Formação Pirambóia A faixa de afloramento no Estado tem extensão desde a divisa do Paraná até a de Minas Gerais, com larguras entre 5 km a mais de 50 km, que constitui uma das unidades de maior ocorrência no centro-leste paulista (LANDIM et al., 1980). A Formação Pirambóia pode ser subdividida em dois pacotes: o pacote inferior, que é mais argiloso, com estratificação plano-paralela e cruzada acanalada, que intercala as camadas de lamitos arenosos, e o pacote superior que é caracterizado pela disposição de bancos de arenitos, lamitos e argilitos arenoso, numa repetição cíclica. O contato inferior é marcado por uma discordância com a Formação Corumbataí, e o contato superior com a Formação Botucatu, é considerado concordante pela maioria dos autores (ZAINE,1994). A idade é proposta com base em relações de contato em uma provável deposição entre o Triássico Médio e o Jurássico Inferior (LANDIM et al., 1980). De acordo com o IPT (1981), o depósito teve sua formação em um ambiente continental úmido, oxidante, de origem fluvial em canais meandrantes, e planícies de inundação com pequenas lagoas. 26 3.2.3.2 Formação Botucatu O pacote é constituído de arenitos avermelhados, finos a médios, com típicos grãos bem arredondados e foscos, friáveis ou silicificados. Localmente, podem ocorrer arenitos argilosos e níveis conglomeráticos (ZAINE, 1994). Apresenta como estruturas sedimentares principais estratificações cruzadas planares de grande porte e tangenciais na base; no entanto, são comuns corpos maciços nas sequências aflorantes (RAMOS & FORMOSO, 1975). A sedimentação dessa formação ocorreu em condições desérticas de calmaria tectônica que fez com que o clima desértico se alastrasse por toda a bacia, inclusive recobrindo formações depositadas anteriormente e mesmo rochas do embasamento cristalino (SOARES,1973). 3.2.3.3 Formação Serra Geral É constituída por derrames basálticos, predominantemente toleíticos, com variações na composição química. Ocorrem principalmente na Província geomorfológica das Cuestas Basálticas nas Serras do Itaqueri, São Pedro e platô de São Carlos (MELO, 1995). A Formação Serra Geral é resultado de intenso vulcanismo de fissura, iniciado quando ainda existiam as condições desérticas de sedimentação da Formação Botucatu. Este fato é atestado pela presença de inúmeros corpos arenosos de origem eólica na parte basal da Formação (SCHNEIDER et al., 1974). 3.2.4 Grupo Bauru É constituído por uma sequência sedimentar de rochas siliclásticas de origem continental, depositadas no Cretáceo Superior, que recobrem discordantemente os derrames basálticos da Formação Serra Geral, ocupa cerca de 40% da área do estado de São Paulo (VIEIRA, 1981). É também constituída por uma alternância de bancos de arenito, por vezes silicificados ou com crostas ferruginosas, lamitos e conglomerados. No alto das serras de São Pedro e Itaqueri, onde foram observadas as maiores espessuras de aproximadamente 125 m (ZAINE, 1994). 27 O ambiente de deposição das formações constituintes deste Grupo é continental, predominantemente fluvial em clima quente (SILVA, 1983). 3.2.5 Depósitos Cenozóicos Tem uma ampla distribuição no estado de São Paulo. Ocorrem em pequenas porções na forma de depósitos aluvionares, que preenchem o fundo dos vales atuais, terraços, depósitos coluvionares e depósitos de reverso de escarpas, até ocorrências de maior expressão, concentradas na porção leste do Estado, como as bacias terciárias de São Paulo e Taubaté. Para o centro-leste ocupam vastas superfícies de relevo suave a aplainado, de ocorrência isolada, sem continuidade física (ZAINE, 1994). As coberturas de idade Cenozóica podem ser classificadas em dois grupos: - depósitos parcialmente consolidados e localmente silicificados que capeiam os basaltos sobre as Serras de Itaqueri e São Pedro (COTTAS & BARCELOS,1981); - depósitos de baixas altitudes, posteriores à implantação da Depressão Periférica, assentados sobre as rochas do Grupo Passa Dois e Tubarão. 3.3 Geologia local Foram analisadas algumas exposições de rochas na área de estudos, que revelam um padrão recorrente em diversos poços investigados. Este padrão é caracterizado pela alternância entre siltitos e argilitos, com presença de níveis localizados de arenitos finos cimentados, todos em contato brusco (Figura 4). Contudo, também existem pacotes de argilito de cor arroxeada com níveis de arenito fino cimentado, além de fraturas verticais preenchidas por carbonato de cálcio (Figura 5). Predomina também uma sequência rítmica onde ocorre níveis de arenito fino e siltito arroxeados, o pacote é marcado pela camada única de argilito marrom escuro (Figura 6). Em ambos os casos, a interação entre o fluxo da água subterrânea em poros e fraturas da rocha deve resultar na dissolução de carbonatos e aumento da salinidade e da alcalinidade nas águas, de forma proporcional ao tempo de transito no sistema aquífero. 28 Figura 4 - Alternância ritmica de siltitos e argilitos Fonte: Próprio autor. Figura 5 - Camada de argilito roxo com veios de calcita Fonte: Próprio autor. Figura 6 - Sequência rítmica onde predomina níveis de arenito fino, com camada única de argilito marrom escuro Fonte: Próprio autor. 29 4 HIDROGEOLOGIA: CONCEITOS BÁSICOS Existem diversos processos que controlam a circulação da água dentro do ciclo hidrológico. Processos como escoamento superficial, precipitação, evaporação, infiltração e descarga são de fundamental importância para o equilíbrio do ciclo. O escoamento superficial pode ocorrer através da precipitação da água contida nas nuvens e pode ocorrer nas formas de chuva, granizo ou neve, ou até mesmo através do escoamento superficial dos declives dos terrenos em direção às porções mais baixas, como rios e lagos, em fluxo contínuo até o oceano (IRITANI & EZAKI, 2009). A evaporação da água presente nos continentes e oceanos é responsável pela formação das nuvens. A chuva, quando cai sobre as plantas, é interceptada pelas folhas e pode voltar a evaporar. A evaporação associada à transpiração das plantas é denominada de evapotranspiração (IRITANI & EZAKI, 2009). O processo de infiltração permite que a água seja transferida para o solo nas porções rasas e para maiores profundidades em subsuperfície. Quando em porções rasas, a água subterrânea pode ser absorvida pelas raízes das plantas, e maiores profundidades é absorvida nos poros do solo e dos sedimentos e nas fraturas da rocha, local de concentração da água dos aquíferos. Através da circulação, às vezes lenta, as águas atingem áreas de descarga, que podem ser rios, lagos, nascentes, áreas encharcadas e oceanos (IRITANI & EZAKI, 2009) (Figura 7). Figura 7 - Elementos do ciclo hidrogeológico Fonte: (IRITANI & EZAKI, 2009). 30 4.1 Aquíferos Podem ser definidos como um reservatório com permeabilidade, porosidade, interconexão dos grãos da formação geológica, que armazenam e podem transmitir quantidades significativas de água, sob gradientes hidráulicos naturais. Os aquíferos podem ser classificados em livres ou confinados, dependendo da pressão a que estão submetidos (CLEARY, 1989). O aquífero livre significa que a superfície freática não está confinada ou impedida de movimentação para cima ou para baixo, com recarga proveniente da água superficial que infiltra no solo e atravessa a zona não saturada. O aquífero confinado é limitado por camadas rochosas de baixíssima permeabilidade que fazem com que o aquífero sofra uma pressão maior que a pressão atmosférica, devido ao confinamento saturado da camada superior. A recarga deste tipo de aquífero ocorre quando existe algum ponto de afloramento, ou quando a água atravessa a unidade superior menos permeável. O aquífero suspenso é um caso especial de aquífero livre, quando ocorre um acumulo de água acima do nível freático sobre uma camada impermeável ou semipermeável de extensão limitada. Sua existência é de caráter temporário (CLEARY, 1989; CPRM, 2000). 4.1.1 Aquiclude e Aquitarde Os aquicludes são formações impermeáveis, que transmitem fluxos baixos de água. É uma unidade geológica saturada de tão baixa permeabilidade que é incapaz de transmitir quantidades significativas de água sob gradientes hidráulicos e pode atuar como uma barreira para a região do fluxo de água subterrânea. Algumas rochas servem como exemplo, as argilas, os xistos e as metamórficas (CLEARY, 1989; HISCOCK, 2005). O aquitarde é conhecido como camadas confinantes drenantes, pois são formações de permeabilidade baixa que não podem suprir poços de bombeamento, ao contrário dos aquíferos. Camadas de argila e de folhelhos que separam alguns aquíferos confinados são bons exemplos de aquitardes, estes que podem transmitir água suficiente de grandes áreas através da drenagem vertical (CLEARY, 1989) (Figura 8). 31 Figura 8 - Exemplo de aquífero livre, confinado e aquitarde Fonte: (IRITANI & EZAKI, 2009). 4.1.2 Tipos de aquífero Os aquíferos também são classificados de acordo com a porosidade da rocha armazenadora, e podem ser granulares, fissurais e cársticos. Aquíferos granulares ocorrem em rochas sedimentares, quando os grãos ainda não consolidados geram espaços vazios entre eles, que deixam que a água percole por estes poros (IRITANI & EZAKI, 2009). Os aquíferos fraturados ou fissurais ocorrem em rochas ígneas, estas que não apresentam espaços vazios entre seus minerais, exemplos de granitos e gnaisses. Estas rochas sofreram esforços físicos, que geraram rupturas e descontinuidades, que possibilitam o armazenamento e a transmissão de água. No caso das rochas cristalinas a porosidade intersticial destas rochas é muito reduzida, e deixa sua permeabilidade restrita às condições de percolação através dos planos de descontinuidades. Quanto maior a quantidade de fraturas na rocha, interligadas e preenchidas com água, maior será a potencialidade do aquífero em fornecer água. Este tipo de aquífero pode ocorrer também em rochas bem compactadas, mas que não tenha origem vulcânica (IRITANI & EZAKI, 2009). No aquífero cárstico, a água flui por canais de dissolução da rocha carbonática, produzidos pelo ataque de água ácida proveniente da combinação entre a água da chuva ou dos rios com o dióxido de carbono (CO2). Esta acidificação é produzida na atmosfera ou pela decomposição de matéria orgânica nos solos. A 32 dissolução do calcário que com o tempo produz cavidades que com o passar do tempo, passam a se transformar em cavernas subterrâneas. Quanto mais fraturas preenchidas por água e ocorrer sua interligação maior potencial um aquífero poderá de fornecer água (IRITANI & EZAKI, 2009) (Figura 9). Figura 9 - Aquífero granular, aquífero fissural e aquífero cárstico Fonte: (IRITANI & EZAKI, 2009). 33 5 MÉTODOS Neste trabalho foram realizados os métodos de análises geoquímicas da água e a aquisição de dados geofísicos. A análise da água em estudos hidrogeológicos pode ser realizada por meio das análises físico-químicas para determinar os constituintes de maior e menor proporção, com a propriedade física de condutividade elétrica e propriedades químicas de potencial hidrogeniônico (pH), potencial de oxiredução (Eh) e sólidos totais dissolvidos (STD). Os métodos geofísicos são meios de análise geológica da subsuperficie, através de parâmetros físicos e podem ser de modo invasivo ou não, fator dependente do método aplicado e equipamentos utilizados. São definidos por métodos elétricos, eletromagnéticos, sísmicos, potenciais e nucleares. O método aplicado neste trabalho foi o da Eletrorresistividade, por meio da técnica de tomografia elétrica, que serão detalhados neste capítulo. 5.1 PRINCÍPIOS FÍSICOS FUNDAMENTAIS 5.1.2 Princípios teóricos Partículas, que podem ser positivas (+) ou negativas (-) são chamadas de cargas elétricas, e em uma determinada região que sofre influência de uma carga elétrica é chamada de campo elétrico. O campo elétrico é capaz de ser medido teoricamente, em qualquer ponto próximo de um objeto carregado, através da força eletrostática que atua sobre uma carga positiva. Para definir o campo elétrico em um local, devemos medi-lo em todos os pontos da região, através das linhas de campo elétrico. As linhas de campo elétrico são uma representação não real do arranjo dos vetores de campos elétricos. Quando as cargas elétricas de sinais opostos sofrem atração e geram trabalho, essa movimentação provocada é chamada de potencial. Esta medida é a diferença de potencial (ddp). A corrente elétrica é o fluxo de elétrons em um circuito fechado, e é definida como a carga resultante que flui através da superfície, por unidade de intervalo de tempo (HALLIDAY et al., 2008). 34 5.1.3 Condução da corrente elétrica nos materiais A condução da corrente elétrica nos solos e rochas ocorre de três formas principais de condução: eletrônica, dielétrica e eletrolítica (ORELLANA, 1972). Na condução metálica ou eletrônica, devido a sua grande quantidade de elétrons móveis disponíveis em suas estruturas, aliada à alta mobilidade desses elétrons, no interior da nuvem eletrônica proporcionam aos condutores, sua elevada condutividade elétrica (ROBINSON, 1988). São pouco abundantes os materiais na crosta terrestre que conduzem eletricidade por condução metálica, entre eles estão o ouro, a prata, o cobre e o estanho e a resistividade destes minerais está comprometida de acordo com o grau de impureza. Metais nativos apresentam elevada importância econômica, porém são de rara ocorrência. Materiais sulfetados são de ocorrência mais frequente na natureza e também apresentam elevada importância econômica, pois representam as fontes fundamentais de extração de diversos metais (Cu, Pb, Zn, Ni, Mo, As, Ag, entre outros) (ORELLANA, 1972). Na condução dielétrica a resistividade do mineral é maior do que a de um condutor, mas é inferior ao material isolador, e assim por consequência, é chamado de semicondutor. Diferentes tipos de semicondutores são possíveis. Os átomos apresentam poucos elétrons livres disponíveis para que ocorra a movimentação dentro da estrutura cristalina, e suas bandas energéticas de valência e condução não estão tão próximas umas das outras ao ponto de se fundirem, como acontece nos condutores, o resultado é uma condução significativa, mas, de menor intensidade do que nos minerais metálicos. Nos semicondutores existe uma lacuna entre as bandas de valência e condução, o que dificulta a passagem dos elétrons de uma banda para outra. Porém, caso os elétrons forem escassos e as energias de ativação forem altas, o comportamento do semicondutor será mais próximo ao de um material isolante, como no caso da maioria dos minerais silicáticos (LOWRIE, 2007). A maioria dos minerais pertence a este grupo, assim como os minerais de calcita, feldspatos fluoritas, micas, olivinas entre outros (ORELLANA, 1972). A condução eletrolítica ou iônica ocorre, quando a corrente elétrica é conduzida por meio dos íons dissolvidos na água. Ocorre em materiais mais superficiais por apresentarem poros preenchidos por água, e a condução depende do quanto os materiais estão saturados. Fatores como, conexão dos poros e salinidade influenciam diretamente (ORELLANA, 1972). Em uma solução salina, a 35 molécula de cloreto de sódio (NaCl) dissocia-se e separam-se em íons de Na+ e Cl-, esta solução é chamada um eletrólito. Os íons do eletrólito são mobilizados por um campo elétrico, que faz com que uma corrente flua, a carga elétrica é transportada por íons positivos na direção do campo e íons negativos na direção oposta, e irá depender de fatores como a intensidade do campo elétrico, da temperatura, concentração e do tamanho dos íons presentes na solução (ORELLANA, 1972; LOWRIE, 2007) (Figura 10). Em materiais isolantes as cargas elétricas não estão livres para se movimentar, e quando é submetido a um campo elétrico, nenhuma corrente é resultante, pois os elétrons permanecem presos firmemente aos seus átomos ou moléculas. E em vez de gerar uma movimentação, o campo elétrico somente é capaz de fazer um pequeno rearranjo das cargas elétricas dentro dos átomos (HALLIDAY et al., 2008). Figura 10 - Formas de condução elétrica em rochas e minerais: a) eletrolítica; b) eletrônica. Fonte: (MUSSET & KHAN, 2000). 5.1.4 Campo elétrico e potencial O campo elétrico é um campo vetorial que consiste em uma distribuição de vetores ao redor de um objeto carregado, tal como uma barra carregada. As unidades do campo elétrico no sistema internacional são newtons por coulomb (N.C-1) ou seu equivalente, volts por metro (V.m-1) (HALLIDAY et al., 2008). O campo elétrico é possível de ser idealizado pelo conceito introduzido por Michael Faraday no século XIX, de conceito de linhas de campo elétrico, que embora não tenham significado físico real, fornecem um modo de visualização da configuração de campos elétricos (LOWRIE, 2007). 36 A energia potencial por unidade de carga tem um único valor em qualquer ponto num campo elétrico. O potencial elétrico é um parâmetro intrínseco ao campo elétrico atuante, e não deve ser confundido com a diferença de potencial elétrico (ddp) (HALLIDAY et al., 2008). 5.1.5 Resistência e resistividade elétricas Cargas elétricas fluem como um circuito fechado e produzem uma corrente que é medida em ampères (A). Para que ocorra fluxo, é necessário movimento entre as partículas, para que assim seja gerada uma diferença de potencial (ddp) entre os meios (MUSSETT & KHAN, 2000). A unidade de medida utilizada é o volt (V), que indica a capacidade de realizar trabalho ao se forçar os elétrons a se deslocarem. A diferença de potencial é chamada de tensão (HALLIDAY et al., 2008). Uma forma simples de compreensão, é a analogia entre a água e a corrente elétrica (Figura 11). Da mesma forma que a água irá encontrar resistência à passagem dentro de um tubo, a corrente elétrica também encontrará resistência ao passar por um corpo condutor. A intensidade com que o condutor se opõe à passagem da corrente é denominada resistência elétrica, e esta depende de três fatores relacionados ao corpo condutor, como o comprimento, a área de seção transversal e a resistividade. Assim como uma diferença de pressão é necessária para manter o fluxo de água na tubulação, uma diferença de ”pressão elétrica” é necessária para manter a corrente elétrica circulando. Essa diferença de pressão é denominada diferença de potencial (ddp) ou voltagem, e é expressa pelo símbolo V (MUSSETT & KHAN, 2000). A quantidade de corrente aumenta proporcionalmente ao aumento da diferença de potencial, para a maioria dos materiais, e esta relação de proporcionalidade entre quantidade de corrente e ddp é descrita pela Lei de Ohm (MUSSETT; KHAN, 2000). A resistência é medida em ohms (Ω). O valor da resistência em cada material tem relação com seu material e sua forma (HALLIDAY et al., 2008) 37 Figura 11 - Analogia entre o fluxo de corrente e o fluxo de água. Fonte: (MUSSETT & KHAN, 2000). 5.2 MÉTODO DA ELETRORRESISTIVIDADE É definido por parâmetros físicos de resistividade e/ou condutividade, a partir do uso do campo elétrico terrestre ou de campos gerados a partir de correntes artificiais injetadas no solo e, sua resposta é através da diferença de potencial gerada entre os meios geológicos. O método eletrorresistivo, pode ser dividido entre os diferentes meios de obtenção da resistividade, com técnicas de tomografia elétrica, sondagem elétrica vertical e perfilagem de poços (KEAREY et al., 2002). O parâmetro de resistividade de um material é definido como a resistência em ohms entre as faces opostas de um cubo unitário do material. As expressões que medem a resistividade, diferença de potencial e o fator geométrico, variam com cada arranjo em campo, e serão apresentadas respectivamente a seguir (MUSSETT & KHAN, 2000): Cálculo da resistividade ρ: ρ= 2π[ ] (1) Cálculo da diferença de potencial ΔV= [ ] (2) Onde, A e B são os eletrodos de corrente e M e N são os eletrodos de potencial. 38 E o fator geométrico K é uma medida obtida pela geometria dos eletrodos no momento da medida, utilizado para o cálculo da resistividade elétrica (ρ) e, é dado por: K=2π[ ]-1 (3) Estas expressões acima (1, 2 e 3) podem ser simplificadas e chegam a uma única expressão (4) que consiste na injeção de corrente (I) no solo por intermédio de um par de eletrodos (AB) e a medida da diferença de potencial (ΔV) resultante da passagem desta corrente através de outro par de eletrodos situados nas proximidades (MN) e é escrita como (MUSSETT & KHAN, 2000): ρ=K (4) A Terra é constituída por materiais heterogêneos e possui valores de resistividade diferentes para cada ponto e para cada profundidade, fator que depende do meio geológico. O valor de resistividade obtido através do cálculo da resistividade para um meio homogêneo e isotrópico é dito de resistividade “verdadeira”. Como a Terra apresenta heterogeneidades e não é isotrópica ou homogênea, o valor de resistividade elétrica varia para cada ponto, este valor obtido é chamado de resistividade aparente (ORELLANA, 1972). Quando o arranjo no campo deixa os eletrodos próximos uns dos outros, o valor da resistividade aparente é muito próximo ao valor teórico de resistividade verdadeira (KEAREY et al., 2002). 5.2.1 Resistividade dos minerais Os minerais que isolam a passagem da corrente elétrica são a maioria dos minerais presentes nas rochas, mas quando os poros estão na presença de água e estão interconectados passam a ser tratados como materiais condutivos, e por essa propriedade, são capazes de conduzir corrente elétrica através da chamada condutividade iônica (MUSSETT & KHAN, 2000). A condutividade da água depende do conteúdo de sais, e estes dependem do tipo da rocha que se desintegrou. Alguns minerais são condutores eletrônicos e conduzem, sem a presença de água. A resistividade é uma propriedade física 39 bastante variável, e alguns minerais, como o grafite e os metais nativos conduzem eletricidade pela passagem de elétrons (MUSSETT & KHAN, 2000). Os principais minerais formadores de rochas como o quartzo o feldspato, mica e olivina, são considerados bons isolantes. A água pura também é isolante, mas no meio geológico devido ao intemperismo sofrido as águas, contém sais dissolvidos, assim no final no processo a resistividade varia devido a fatores como porosidade da rocha e saturação dos poros por água. A porosidade pode ser considerada o principal controle da resistividade das rochas, e geralmente aumenta com a diminuição da resistividade (KEAREY et al., 2002). 5.2.2 Técnica e arranjos de aquisição O termo técnicas de campo descreve a disposição dos equipamentos necessários para aplicação do método geofísico. Para cada técnica aplicada à resposta gerada pode ser diferente, para cada meio geológico. No método eletrorresistivo a nomenclatura pode variar para uma mesma técnica. Para a técnica descrita como tomografia elétrica, a aquisição geofísica deve ser realizada com um equipamento que faz leituras multicanais simultaneamente no começo e no fim da linha de aquisição em diferentes ângulos. É um termo utilizado internacionalmente, como citado nos trabalhos de (SINGHA & GORELICK, 2005; OLDENBORGER et al., 2007), e este termo será o adotado para o trabalho. Para obter resultados favoráveis, é necessário que a técnica em campo seja bem executada, um dos passos principais é a escolha do arranjo de campo apropriado para a resposta desejada, através do conhecimento prévio do ambiente geológico. Os arranjos de aquisição de dados são à disposição dos eletrodos em superfície para obtenção do parâmetro físico de resistividade. Dos arranjos possíveis de serem realizados em campo, três deles foram utilizados na aquisição de dados de tomografia elétrica, o arranjo Schlumberger, Wenner e Dipolo-dipolo. O espaçamento entre os eletrodos superficialmente é a principal diferença, pois o modo de incidência de corrente elétrica é diferente em cada um dos arranjos propostos. O modo de cálculo da resistividade varia de acordo com cada arranjo de campo (LOWRIE, 2007). O arranjo de campo consiste na escolha da configuração dos eletrodos em superfície. Os eletrodos são hastes metálicas cravadas no solo, capazes de 40 conectar o meio geológico em subsuperfície com o equipamento de aquisição de dados. Fatores resultantes como o alvo a ser mapeado, a profundidade de alcance e a razão sinal/ruído, geram diferentes configurações em campo (Figura 12). Na razão sinal/ruído, o sinal é referente à magnitude da diferença de potencial, que é lida entre os eletrodos de potencial para um dado valor de corrente injetado no solo. Quanto maior a profundidade, menor será essa razão sinal/ruído, e menor é confiabilidade dos dados (KEAREY et al., 2002). Figura 12 - Caminho de corrente elétrica no solo a) em perfil b) em planta Fonte: (MUSSETT & KHAN, 2000). No caso hipotético de terreno homogêneo, a profundidade de penetração da corrente elétrica aumenta de acordo com o aumento do espaçamento dos eletrodos. É chamado de “L” o espaçamento entre os eletrodos e “Z” é a profundidade, então sua relação quando L=Z é de cerca de 30% da corrente elétrica flui abaixo de Z, quando L=2Z é cerca de 50% da corrente flui abaixo de Z (Figura 13). Com isso a separação dos eletrodos em superfície deve respeitar o limite para que se possa obter bom sinal de energização (TELFORD et al., 1990). 41 Figura 13 - Exemplo de uma fração de corrente penetrando abaixo da profundidade Z para uma determinada separação de eletrodos de corrente. Fonte: (TELFORD et al., 1990). Neste trabalho foram utilizados os arranjos Schlumberger, Wenner e Dipolo- dipolo, com características distintas de propagação de campos elétrico e potencial devido a diferenças da posição e mudanças dos eletrodos durante a aquisição de dados (Figuras 13a, 13b e 13c). Arranjo Schlumberger: é simétrico em relação a um ponto central. Os eletrodos de corrente (AB) são externos e os eletrodos internos são de diferença de potencial (MN). Os eletrodos de corrente neste arranjo estão a uma separação bem maior que os de potencial (LOWRIE, 2007). É um arranjo mais relevante quanto à resolução de camadas horizontais, e a sensitividade a efeitos laterais próximos a superfície é reduzida (BARKER, 1981) (Figura 13a). Cálculo da resistividade aparente para este arranjo: ρa= (5) Esta disposição dos eletrodos apresenta grande potencialidade para resolução de estruturas horizontais, e apresenta uma resolução vertical satisfatória. Arranjo Wenner: o espaçamento entre os eletrodos de corrente (AB) e os de potencial (MN) é simetricamente o mesmo. Logo após as medições, o conjunto de eletrodos é deslocado a outras distâncias, até que se alcance a profundidade ideal. A profundidade de investigação aumenta com a abertura entre os eletrodos (a) (KEAREY et al., 2002) (Figura 13b). Cálculo da resistividade aparente para este arranjo: ρa= (6) 42 Uma importante vantagem deste arranjo sobre os demais é a elevada razão sinal/ruído, devido ao espaçamento entre eletrodos de recepção ser maior em relação aos eletrodos transmissores, se comparados aos arranjos Schlumberger e Dipolo-dipolo. A desvantagem da aplicação deste arranjo é também devido à abertura dos eletrodos, que gera rápida perda de cobertura em profundidade. Quando é necessário o aumento do espaçamento entre os eletrodos, a fim de alcançar maiores profundidades de investigação a cobertura horizontal em subsuperfície diminui consideravelmente (GANDOLFO, 2007). Figura 14 - Disposição dos eletrodos nos arranjos a) Schlumberger b) Wenner c) Dipolo-dipolo Fonte: (LOWRIE, 2007). Arranjo Dipolo-dipolo: os eletrodos são dispostos em linha e o espaçamento ou abertura entre os eletrodos de corrente e potencial permanece fixo durante todo o levantamento. O espalhamento dos eletrodos de cada par é “a”, enquanto a 43 distância entre seus pontos médios que é geralmente muito maior do que a é chamada de “L”. A profundidade de investigação cresce com a distância entre os eletrodos de potencial (MN) e os de corrente (AB), corresponde a R/2 (LOWRIE, 2007) (Figura 13c). Cálculo da resistividade aparente para este arranjo: ρa= (7) Neste arranjo a aquisição de dados consiste em uma série de medidas onde os eletrodos de injeção de corrente (AB) e dos eletrodos de medidas de diferença de potencial (MN) estão fixos e, aumenta-se a separação entre eles de acordo com o fator “n.a”, onde cada um desses afastamentos corresponde a um nível de investigação em profundidade. Quanto maior esta separação e comprimento de linha, maiores serão as profundidades de investigação (GANDOLFO, 2007). 5.3 PROGAGAÇÃO DOS CAMPOS ELÉTRICO E POTENCIAL NO AMBIENTE GEOLÓGICO O ambiente geológico apresenta heterogeneidades, como contatos entre camadas, fraturas e falhas, superfícies que resultam numa descontinuidade na propagação dos campos elétrico e potencial. Nestes casos pode ocorrer a refração de uma onda e perturbações no sentido de fluxo de corrente (MUSSETT & KHAN, 2000). O fenômeno de refração ocorre, quando uma frente de onda incide sobre uma camada com índice de refração diferente e sofre distorção do caminho preferencial. É uma relação na geofísica descrita principalmente no método sísmico, pela Lei de Snell, e no método eletrorresistivo por diferentes valores de resistividade para pacotes rochosos. A refração altera a distribuição de corrente em uma camada em subsuperfície quando em um meio uniforme, a relação entre a diferença de potencial e de injeção de corrente ΔV/I também é alterada, o que torna possível medir a mudança de resistividade com a profundidade (MUSSETT & KHAN, 2000). Embora um efeito muito utilizado nos métodos sísmicos, a refração (Figura 15) também ocorre nas linhas de campo elétrico. A refração acontece quando injetada a corrente, as linhas de campos elétricos passam de um pacote de menor 44 resistividade para um pacote de maior resistividade e o inverso também é valido conforme será apresentado. A figura 16a demonstra o caminho inicial de uma linha, que passa de um meio de maior resistividade para um meio de menor resistividade e na figura 16b é demonstrado um caminho em que ocorreu refração, devido ao valor de resistência de cada meio geológico e sua capacidade em deixar a corrente fluir (MUSSETT & KHAN, 2000). Figura 15 - Efeito da refração nas linhas de corrente na interface entre o meio de maior e menor resistividade Fonte: (MUSSETT & KHAN, 2000). Figura 16 - Linhas de corrente elétrica na refração Fonte: (MUSSETT & KHAN, 2000). Outro fator importante a considerado é a mudança de espaçamento entre os eletrodos de corrente e eletrodos de potencial. Supondo que a distância entre os eletrodos de corrente seja duplicada, em um meio hipotético homogêneo a resistência ΔV/I será reduzida a metade, pois esta razão é multiplicada pelo fator geométrico de cada arranjo (KNÖDEL et al., 2007). Os arranjos Schlumberger, Wenner e Dipolo-dipolo, apresentam limitações e cada um deles apresenta diferentes características para melhores mapeamentos de 45 determinados meios geológicos. Características de propagação de campo elétrico para cada arranjo ajudam na compreensão dos resultados diferentes para cada uma das seções, em relação a um mesmo meio de investigação (KNÖDEL et al., 2007). No arranjo Schlumberger, o conjunto de corrente está posicionado na extremidade do arranjo e o dipolo de potencial no centro, possibilitando que os eletrodos de corrente sejam remanejados de forma a serem feitas leituras crescentes para uma mesma abertura de eletrodos de potencial (Figura 17a). A propagação do campo elétrico para pequenos espaçamentos resulta em contornos que exibem uma curvatura ligeiramente mais acentuada abaixo do centro do arranjo, apresenta formato de gota, e quanto maior a profundidade de investigação e abertura dos eletrodos de corrente, maior será a verticalização do campo elétrico. Esta disposição de eletrodos gera uma maior sensibilidade para estruturas horizontais (KNÖDEL et al., 2007; MOREIRA et al., 2016). No arranjo Wenner, os dipolos de corrente e potencial caminham juntos, e necessitam de aberturas crescentes em todos os eletrodos na aquisição dos dados a cada leitura realizada (Figura 17b). Os contornos quase horizontais do arranjo Wenner delineiam a sensibilidade deste arranjo a variações verticais de resistividade, que o faz menos sensível a variações laterais. Quando o espaçamento entre os eletrodos é menor, maior é a horizontalidade do campo elétrico, e quanto maior o espaçamento entre os eletrodos o formato deste arranjo em profundidade é de um cone achatado, com horizontalidade das camadas (KNÖDEL et al., 2007; MOREIRA et al., 2016). No arranjo Dipolo-dipolo, os eletrodos de corrente e de potencial são caracterizados por uma separação crescente, espaçamento (L) ao longo da linha de aquisição e o espaçamento (a) entre os dipolos de corrente e potencial permanece fixo durante todo o levantamento (Figura 17c). A incidência da corrente elétrica é de forma inclinada, com característica de distorção lateral na propagação de campo elétrico, sob pequenas separações dos dipolos no caso de investigações rasas, em maiores profundidades de investigação este arranjo continua com o mesmo formato de propagação da corrente com uma atenuação à medida que se aumenta o espaçamento (L) entre os eletrodos, é reduzido de forma concomitante à sensibilidade ou sinal/ruído (GANDOLFO, 2007; KNÖDEL et al., 2007; MOREIRA et al., 2016). 46 Figura 17 - Sensibilidade dos arranjos na distribuição de corrente em plano a) Schlumberger b) Wenner c) Dipolo-dipolo Fonte: (KNÖDEL et al., 2007). 5.4 PARÂMETROS HIDROGEOLÓGICOS A água contida no interior dos espaços vazios das rochas é capaz de movimento, e a capacidade de uma rocha para armazenar e transmitir água constitui a suas propriedades hidráulicas. Na avaliação dos recursos hídricos subterrâneos os parâmetros hidrogeológicos são fundamentais na interpretação dos resultados de testes de aquífero (HISCOCK, 2005). 5.4.1 Porosidade Esta propriedade em um solo ou rocha pode ser explicada por uma fração do volume do material que é ocupado por um espaço vazio. n= (8) 47 Onde a porosidade (n) é a porosidade total (Vv) é o volume de vazios e (V) o volume total. A porosidade é um fator controlado pela forma e arranjo dos grãos, o grau de separação entre eles, a compactação, cimentação, fraturamento e intemperismo. Normalmente os valores mais altos de porosidade estão nos sedimentos não consolidados, como cascalhos, areias, siltes e argilas, que possuem partículas arredondadas ou angulares, do que nos sedimentos consolidados, tais como arenito e calcário. O grupo das rochas ígneas e metamórficas têm baixas porosidades devido aos poros serem apenas nas superfícies intracrustais. Por outro lado, formações ricas em minerais de argila com tamanho de grão muito fino podem atingir valores altos de porosidade (HISCOCK, 2005) (Figura 18). O fator porosidade pode ser do tipo primário e do tipo secundário, de acordo com o desenvolvimento da rocha. A porosidade primária é referente à matriz da rocha, que ocorre durante sua formação e a porosidade secundária ocorrer como resultado de intemperismo físico e químico secundário ao longo dos planos de estratificação e articulações de sedimentos (HISCOCK, 2005; CPRM, 2000). Figura 18 - Tipos de porosidade em relação a textura da rocha: sedimentares (a) alta porosidade; (b) baixa porosidade; (c) bem-ordenada; (d) diminuição da porosidade pela cimentação nos interstícios; (e) rocha porosa solúvel feita por solução; (f) rocha cristalina porosa com fraturamento. Fonte: (HISCOCK, 2005). 5.4.2 Permeabilidade É a propriedade do meio geológico em facilitar ou não, o escoamento da água através dos poros. É em função do tipo de material poroso sua granulometria e 48 disposição estrutural (HISCOCK, 2005). Diferentes autores relacionam k (permeabilidade intrínseca) com diversas propriedades do meio poroso. Equações empíricas como: k = C d² (9) Onde C é adimensional que pode ser obtido experimentalmente e d² é o diâmetro médio dos grãos de areia. No caso dos sedimentos não consolidados estudos comprovam que quanto maior o tamanho dos grãos do solo, consequentemente maior o volume de espaços vazios, maior será a permeabilidade. E quanto maior o desvio padrão do diâmetro das partículas, que indica maior variação dos tamanhos dos grãos, com grãos pequenos que ocupam os espaços vazios existentes entre os grãos grandes consequentemente menor será a permeabilidade (CPRM, 2000). O aumento do teor de argila faz com que a permeabilidade diminua à medida que o tamanho efetivo dos poros é diminuída, este processo faz aumentar a condutividade elétrica medida na superfície. Esta correlação inversa é frequentemente reforçada em formações parcialmente saturadas, onde os materiais de elevada permeabilidade tendem a drenar mais rápido e têm menor retenção de água, do que os materiais de baixa permeabilidade. A condutividade elétrica é também uma função do conteúdo de água e os solos de permeabilidade elevada tendem a ser mais secos e têm valores de condutividade mais baixa do que os solos de permeabilidade mais baixa (HISCOCK, 2005). 5.4.3 Transmissividade É definida como a taxa de escoamento de água através de uma faixa vertical do aquífero com largura unitária submetida a um gradiente hidráulico unitário. É expressa da seguinte maneira para os aquíferos confinados (CPRM, 2000): T= k b (10) Onde T é a transmissividade (L²/T), k é a condutividade hidráulica (L/T) e b é a espessura do aquífero (L). 49 Para aquíferos freáticos a espessura da camada muda com o tempo, de acordo com a recarga ou descarga. As unidades de transmissividade são m²/s ou m²/dia (CPRM, 2000). 5.4.4 Condutividade hidráulica É a capacidade de movimentação da água através dos interstícios da rocha. Tem dimensão de velocidade em m/s é uma medida da facilidade de movimento da água através de um material poroso. Em geral, materiais de granulação grossa e materiais fraturados têm altos valores de condutividade hidráulica, enquanto sedimentos de granulação fina e argilas têm baixos valores (HISCOCK, 2005). A condutividade hidráulica dos materiais geológicos não é uma função das propriedades físicas do material poroso, mas também das propriedades de migração do fluído (Figura 19). Figura 19 - Abordagem macroscópica e microscópica para a análise de fluxo de águas subterrâneas Fonte: (HISCOCK, 2005). Em soluções aquosas onde a concentração, a mobilidade, a carga eletrônica de íons e temperatura aumentam, os valores de condutividade também aumentam, assim como a disposição dos grãos também altera a condutividade (HISCOCK, 2005). A condutividade hidráulica K é uma função das propriedades do meio poroso e das características do fluído em estudo: K= (11) 50 Onde, K é a condutividade hidráulica, k é caracterizado pelo meio poroso como função do diâmetro dos grãos, permeabilidade intrínseca, γ é o peso específico e µ é a viscosidade do fluído (CLEARY, 1989). 5.4.5 Fluxo A partir do principio que as águas subterrâneas estão sempre em movimento, da recarga até a descarga, provenientes de meios naturais ou artificiais, para a determinação do fluxo de água é usual a aplicação da Lei de Darcy. O comportamento de fluxo das águas subterrâneas no material saturado é expresso por uma equação formulada por Henry Darcy, em 1856 (HALLIDAY et al., 2008), que apresentou os resultados na forma de relação de fluxo baseada no gradiente de potencial através da altura da coluna, e pode ser descrita como: (12) Onde, dh/dl representa o gradiente hidráulico, com o fluxo de sinal negativo, que indica a direção em que diminui a carga hidráulica, K é condutividade hidráulica do material poroso e A área total da seção transversal perpendicular à direção de fluxo. A lei de Darcy pode ser generalizada, para escoamento em mais de uma direção o chamado escoamento tridimensional, e pode ser reescrita como: (CPRM, 2000; HISCOCK, 2005): Adota-se dh/dl = i, q=-KiA (13) 5.4.6 Parâmetros físico-químicos A medida dos parâmetros geoquímicos da água tem como consequência a qualidade de um recurso hídrico. Aquisição de medidas de pH, Eh, STD, e condutividade elétrica são fundamentais no diagnóstico e controle da qualidade das águas, e tem relações diretas nas respostas das aquisições geofísicas. pH - É a medida da concentração hidrogeniônica da água ou solução, e é controlado pelas reações químicas e pelo equilíbrio dos íons presentes. O valor do 51 parâmetro pH é uma análise quantitativa da concentração de ácido ou base em uma solução. É medido em uma escala logarítmica, pois os valores podem variar em muitas ordens de grandeza. Os valores de pH da água pura é 7, uma solução ácida tem o valor menor do que 7, e uma solução básica o valor é maior do que 7 (ATKINS & JONES, 2006). Eh - É chamado o potencial de oxi-redução ou potencial redox que determina a característica do ambiente quanto à fuga de oxigênio, pode ser um agente redutor que aceita elétrons e é reduzido durante o processo ou agente oxidante que perde elétrons e que se oxida no processo (ATKINS & JONES, 2006). STD - Sólidos totais dissolvidos: é considerado o peso total dos constituintes minerais que estão presentes na água. Este parâmetro representa a concentração de todo o material dissolvido na água, que pode ser volátil ou não (CPRM, 2000). Condutividade elétrica nas águas – É um parâmetro físico da facilidade de uma água conduzir a corrente elétrica, e está diretamente ligada com o teor de sais dissolvidos sob a forma de íons (CPRM, 2000). 52 6 CORRELAÇÃO ENTRE OS PARÂMETROS GEOELÉTRICOS E HIDROGEOLÓGICOS Uma análise integrada entre os conjuntos de dados geoquímicos coletados em poços com análises geofísicas gera como resposta modelos de correlação. Através de modelos iniciais como os petrofísicos é possível prever os parâmetros hidrogeológicos, como teor de água, condutividade da água, porosidade, conteúdo de argila e a condutividade hidráulica, e através das propriedades elétricas, é possível gerar os modelos petrofísicos e hidrogeológicos das rochas e solos. Para o parâmetro físico de condutividade elétrica, sua resposta é em função do teor de água ou pelo conteúdo da solução presente nas rochas ou solos. Quando as rochas estão saturadas a condutividade elétrica das soluções geralmente aumenta com a concentração e mobilidade dos íons na solução assim como a temperatura. Medições de condutividade elétrica podem ser usadas para estimar a porosidade no caso de formações saturadas por água ou na estimativa do teor de água nas formações parcialmente saturadas, ou ainda para estimar a salinidade da água e a permeabilidade das formações subterrâneas. No entanto, essas correlações empíricas são bastante específicas para cada local (RUBIN & HUBBARD, 2005). Os estudos das correlações entre as diferentes propriedades geofísicas e os parâmetros hidrogeológicos, como resistividade elétrica e condutividade hidráulica iniciou-se na década de 50, com o trabalho de Jones & Buford (1951) conforme descrito no trabalho de Chandra et al. (2008). Os estudos citados a seguir discutem sobre os aspectos da correlação entre parâmetros hidrogeológicos e parâmetros geofísicos. O trabalho de Kelley (1977) demonstra uma correlação positiva do aquífero, a partir das resistividades obtidas por aquisições geoelétricas com valores de condutividade hidráulica obtidos a partir de testes de bombeamento de materiais glaciais. Este trabalho obtém também uma correlação positiva entre fator de formação (isto é, a relação entre resistividade do aquífero e a resistividade da água) e a condutividade hidráulica. O trabalho de Heigold et al. (1979) demonstra, uma relação negativa entre a condutividade hidráulica (K) e a resistividade do aquífero (q) no aquífero de Niantic- 53 Illiopolis, um depósito de sedimento glaciais com água de degelo de uma geleira na região central de Illinois. Em Kelly & Frohlich (1985), é rejeitada a relação negativa estabelecida pelo por Heigold et al. (1979), com a afirmação que para uma correlação, somente três pontos de dados, como foi utilizado, não é suficiente para uma correlação e então neste trabalho é apresentado uma correlação positiva e que a correlação direta não deve ser esperada no caso de aquífero livre que contém materiais argilosos. Outra correlação positiva é observada por Urish (1981), entre o fator de formação obtido a partir de sondagens elétricas de superfície e os dados de condutividade hidráulica obtidos a partir de testes de bombeamento na água de aquífero do tipo granular. No trabalho de Chandra et al. (2008) é feita uma analogia entre a Lei de Darcy que rege o fluxo de águas subterrâneas com a Lei de Ohm que rege o fluxo de corrente elétrica no solo. Foi realizada uma estimativa a partir do uso do método eletrorresistivo com técnica de sondagem elétrica vertical (SEV) para gerar mapas de condutividade hidráulica e transmissividade, no ambiente de rochas graníticas na região de Maheshwaram na Índia. Para a estimativa de condutividade hidráulica, foi necessário fazer uma comparação entre os dados a partir dos dados de resistividade e a resposta obtida através do teste de bombeamento manual. Os resultados são apresentados através de um gráfico, com linha de tendência de R²= 0,85, valor satisfatório de correlação por parte dos autores. O mesmo foi feito para obter os dados de transmissividade do aquífero com coeficiente de correlação R²= 0,68 para este caso. No trabalho de Chukwudi (2011) tem o objetivo de avaliar propriedades hidráulicas dos aquíferos e estabelecer uma relação entre os dados de resistividade. Foram realizadas 322 sondagens elétricas verticais para avaliar as propriedades hidráulicas dos aquíferos no estado do Enegu, Nigéria. Dados de espessura do aquífero e zonas de potencial de alto rendimento foram determinados com o levantamento geoelétrico. A metodologia utilizada começa na Lei de Archie, que define os parâmetros do fator de formação, retenção específica, e chega à relação entre a condutividade hidráulica (K) e o fator de formação (F). O parâmetro de transmissividade (Tr) foi encontrado através da derivada dos resultados de resistividade das sondagens elétricas e foi realizada a comparação com valores em outras publicações. Além disso, as sondagens elétricas e o cruzamento dos dados 54 de poço serviram de entrada para construir os mapas de porosidade regional e rendimento específico. A resistividade aparente correlacionada com a resistividade da água estabeleceu uma relação aproximada a uma função linear com significativo coeficiente de correlação dentro da gama de valores apropriada. O trabalho de Moreira (2013) utilizou o método eletrorresistivo para determinar a profundidade do nível do aquífero, contato solo/rocha, e estimar a espessura de horizontes aquíferos, com o objetivo de correlacionar os parâmetros de resistividade e cargabilidade com as medidas diretas de vazão em poços rasos para determinação de relações estatísticas entre parâmetros geológicos. Inicialmente foi realizada a localização e o georreferenciamento dos 23 poços rasos no município de Caçapava do Sul (RS) e a aquisição de dados geofísicos, geológicos e hidrogeológicos para cada poço. Com o produto das aquisições geofísicas e a coleta de dados nos poços, foram realizadas as seguintes correlações: resistividade versus vazão, cargabilidade versus vazão e espessura da camada de solo/saprolito versus vazão. Estes resultados puderam definir relações entre a vazão medida diretamente em poços rasos, com os parâmetros físicos de resistividade elétrica e a cargabilidade. O processamento dos dados feito de forma conjunta produziu resultados satisfatórios. 55 7 PLANEJAMENTO E AQUISIÇÃO DOS DADOS Em propriedades rurais que continham poços de escavação manual, foram coletados dados de localização dos poços, profundidade do nível da água (NA), profundidade rebaixada e estimativa do tempo de recarga do poço, além dos dados geoquímicos de água e linhas de aquisições de dados tomográficos (Figura 20). Figura 20 - Mapa de Localização da área dos poços. Fonte: Google Earth. As primeiras etapas consistiram no planejamento e execução do campo. Foi realizado o reconhecimento da área em busca de propriedades rurais que continham poços com escavação manual, conhecidos como cacimbas. Definidos os poços e respeitando um limite de cerca de 2 km a 3 km de distância entre eles quando possível, mas devido à inexistência de poços em algumas regiões este espaçamento por vezes foi maior que o estipulado. Este procedimento foi adotado para que a quantidade de informações geológicas distintas 56 fosse a maior possível. Em campo foi realizado o georreferenciamento dos poços para elaboração do mapa de localização. Nos poços, primeiramente foi realizada a medida do nível da água (NA), (Figura 20b) depois de determinada esta profundidade, foi realizado o rebaixamento do poço através de bomba quando existente ou na inexistência foi utilizado baldes para retirada da água manualmente. Esse procedimento tem como resultado a medida do tempo de recarga do poço, e consequentemente o volume pelo tempo, que são os dados para o cálculo de vazão. Depois com o poço abastecido, foram obtidas as medidas físico-químicas da água, este procedimento só foi realizado com a água da recarga, pois estas não devem ser feitas com a água estagnada de poço, pois podem apresentar medidas irreais, através de sujeiras que podem acumular no poço. As medidas geoquímicas foram realizadas com medidor físico-químico pH- 1500 com três sensores capazes de medir os parâmetros de pH, Eh, sólidos totais dissolvidos (STD) e a condutividade elétrica. O equipamento foi calibrado devido as recomendações provenientes do manual do equipamento (Figura 21c,d). Para as medidas de pH foi utilizado um eletrodo de vidro sensível combinado com um eletrodo de cloreto de prata Ag/AlCl da Instrutemp modelo EPD-70. Para os dados de Eh foi utilizado um eletrodo de platina conjugado a um eletrólito de referência de cloreto de prata- Pt/AgCl, da Instrutemp, modelo ORP-879. Para as medidas de STD e condutividade elétrica foi utilizado o sensor SC-100, com uma sonda de 22mm de diâmetro x 120mm de comprimento e precisão de 0,8ºC (INSTRUTHERM, 2017). Foi realizado um total de 18 linhas de tomografia elétrica com comprimentos distintos e abertura dos dipolos de 1 metro a 4 metros, fator determinado a partir da profundidade do nível de água medido. As linhas de aquisição tomográfica preferencialmente tinham o poço de captaçã