A água subterrânea tem um importante papel em vários processos geológicos. Por exemplo, a pressão de fluido nas falhas, agora, é reconhecida por influenciar o movimento de falhas e geração de terremotos. Em outra frente, sistemas de fluxo de subsuperfície são responsáveis por transferir calor e constituintes químicos através de sistemas geológicos, e como resultado, a água subterrânea é importante em processos como o desenvolvimento de sistemas geotermais, na termodinâmica de uma intrusão plutônica, e na gênese de depósitos de minerais econômicos. Em profundidade, o sistema de água subterrânea controla a migração e acumulação de petróleo. Próximo a superfície, o sistema de água subterrânea tem papel nos processos geomorfológicos de formação de carstes, desenvolvimento de encostas e erosão de leitos de canais.

Neste capítulo, será discutido o papel da água subterrânea nestes e outros processos geológicos. O assunto é breve e a lista de tópicos e referências é mais do que exaustivo. Muitos dos casos são recentes. As consequências do fluxo de água subterrânea ainda não foram extensivamente avaliados em pesquisas sobre processos geológicos.

11.1 Água Subterrânea e Geologia Estrutural

Um dos mais desenvolvimentos recentes mais excitantes no pensamento geológico concerne sobre a influência da pressão da água subterrânea nos movimentos de falhas e a possibilidade da implicação que isso tem na previsão e controle de terremotos. Os conceitos foram primeiramente publicados por Hubbert & Rubey (1959) no artigo sobre o papel da pressão da água subterrânea na mecânica de falhas de cavalgamento (falha inversa de baixo ângulo de mergulho).

A Teoria Hubbert-Rubey de Falhas de Cavalgamento

Hubbert & Rubey investigaram um mistério geológico de longa data. Foi reconhecido desde o início dos anos 1800, baseado em evidência de campo, que o movimento de imensos blocos sobrepostos por distâncias consideráveis ocorreram ao longo de falhas de sobretensão com ângulos de imersão extremamente baixos. Muitas das falhas inversas foram mapeadas envolvendo estratigrafia de centenas de metros e percorrendo dezenas de quilômetros. O que não foi entendido era o mecanismo de movimento. Muitos cálculos foram feitos nos quais forças tectônicas horizontais ou deslizamentos gravitacionais foram colocados como mecanismo de propulsão, mas tudo que foi baseado na necessidade de uma irreal baixa força de atrito no plano de falha. Quando coeficientes de atrito mais realistas foram usados, as análises mostraram que as forças horizontais necessárias para causar o empurrão causariam uma tensão que excederia a rigidez de quaisquer rochas conhecidas.

Hubbert & Rubey resolveram este paradoxo mecânico usando a teoria de falha de Mohr-Coulomb, como desenvolvida na Seção 10.1, em sua formulação de tensão. A análise deles foi a primeira a considerar a existência de pressão de fluido em falhas profundas. Eles utilizaram a relação apresentada na Eq. (10.8), mas que para um plano de falha ser regular, eles assumiram que a força de coesão não seria considerada, e estabeleceram c’ = 0. Então o critério de falhas tornou-se:

(11.1)

onde S_τ é a força de cisalhamento que deve ser superada para permitir o movimento. σ a tensão normal ao plano de falha, p a pressão de fluido, φ’ o ângulo de atrito interno da superfície rocha-rocha. Eles argumentaram que grandes valores de p na Eq. (11.1) serviriam para reduzir a componente normal da tensão efetiva no plano de falha e, consequentemente, reduzir o valor crítico da tensão de cisalhamento requerida para produzir o deslizamento. Eles mostraram que as forças horizontais de propulsão necessárias para produzir essas tensões reduzidas de cisalhamento não excedem a resistência da rocha. Eles se referiram a medições de campo de petróleo para apoiar a sua afirmação de que as altas pressões de fluidos são uma ocorrência comum em profundidade. Os desenvolvimentos mais recentes sobre a compreensão dos sistemas de fluxo regionais (como relatado no Capítulo 6) deixam claro que essas altas pressões de fluidos são um resultado natural dos sistemas subsuperficiais de movimentação de fluidos que existem no ambiente geológico heterogêneo nos quilômetros superiores da crosta terrestre.

A Figura 11.1 reproduz o diagrama de corpo livre de Hubbert & Rubey para Bloco de dimensões x₁ por z₁ sendo empurrado da parte traseira para baixo um plano de inclinação θ.

O bloco é propulsionado conjuntamente pela tensão total, σ_x + p, aplicada ao rebordo traseiro e a componente do seu peso paralelo ao declive. Um esforço de cisalhamento é criado na base do bloco e no ponto de deslizamento incipiente, τ = S_τ em que S_τ é a resistência ao cisalhamento do plano de falha conforme dado pela Eq. (11.1). O equilíbrio das forças que atuam sobre uma seção de espessura unitária perpendicular ao diagrama é dado por:

(11.2)

ondeé ρ_b a densidade aparente da rocha. Hubbert & Rubey resolveram a Eq. (11.2) para x₁, o comprimento máximo do bloco que pode ser movido por este mecanismo. Para tal cálculo, é necessário conhecer os parâmetros geométricos, θ e z₁, as propriedades mecânicas, ψ’ e ρ_b é o valor da pressão do fluido, p, no plano da falha. Hubbert & Rubey expressaram este último parâmetro em termos da razão λ = p/σ_z. Eles fornecem uma tabela de valores x₁ calculados para uma laje de rocha 6000 m de espessura apoiados num plano de falha com valores representativos ψ’ e ρ_b. Para θ valores no intervalo 0–10 ° e λ valores no intervalo 0–0,95, o comprimento máximo de bloco que pode ser movido varia de 21 a 320 km. Esses comprimentos estão de acordo com as distâncias de deslocamento observadas de blocos de falha de sobrecarga. Hubbert & Rubey concluíram, portanto, que a consideração das pressões do fluido nas águas subterrâneas na vizinhança dos planos de falha elimina o paradoxo que envolve o mecanismo de falha de cavalgamento.

Previsão e Controle de Terremotos

Os terremotos são a manifestação física do movimento de blocos de falhas. A teoria de Hubbert-Rubey é, portanto, pertinente à gênese do terremoto. A confirmação dramática da influência de elevadas pressões de fluidos na produção de terremotos veio à luz no final da década de 1960 de uma forma um tanto inesperada em relação com o agora famoso poço de despejo do arsenal do Exército americano nas montanhas rochosas, perto de Denver, Colorado.

Durante o período abril 1962 a setembro 1965 havia 710 terremotos pequenos registrados na área de Denver. Este era um mistério sismológico porque antes deste tempo o único terremoto registrado tinha ocorrido em 1882. A solução para o mistério foi fornecido por Evans (1966), que notou que o primeiro terremoto ocorreu apenas 1 mês após a primeira injeção de líquido contaminado no arsenal do Exército americano nas montanhas rochosas. O poço de injecção foi concebido para a eliminação de águas residuais contaminadas da fábrica de produtos químicos do arsenal. O poço foi perfurado através de rochas sedimentares atingindo uma profundidade de 3.671 m em xisto pré-cambriano fraturado e gnaisse de granito. A injeção foi realizada a taxas de 12–25 ℓ/s a pressões de injeção de 3–7 × 10⁶ N/m². Evans observou que a frequência de terremotos no período 1962–1965 estava estreitamente correlacionada com o volume de águas residuais injetado (Figura 11.2). Pesquisas posteriores mostraram que os epicentros de quase todos os terremotos foram localizados dentro de uma área circular de 16 km de diâmetro centrado no Arsenal das Montanhas Rochosas.

Cada um dos terremotos que ocorreram no aglomerado de Denver presumivelmente refletia movimento em uma falha pré-existente em profundidade na vizinhança do poço do arsenal. Aparentemente, os aumentos nas pressões de fluido aumentados pela injeção tiveram o efeito de desencadear os pequenos movimentos de falha. As observações de Evans forneceram, assim, uma confirmação convincente da validade dos cálculos teóricos de Hubbert & Rubey (1959). Healy et al. (1968), após uma extensa revisão das evidências, concluem que o mecanismo de Hubbert-Rubey fornece uma explicação satisfatória para o desencadeamento dos terremotos de Denver.

Se o aumento das pressões do fluido incentivar o movimento da falha, então a diminuição das pressões do fluido deve retardar o movimento da falha, e a possibilidade de controle do terremoto é aumentada. Sismólogos e hidrogeólogos estão agora trabalhando juntos para examinar a possibilidade de intervenção do homem no processo de falha. O esquema final seria tomar uma falha, como a da San Andreas na Califórnia, apertá-lo ao longo da maior parte do seu comprimento por desaguamento da zona de falha e, em seguida, incentivar o movimento controlado em uma pequena porção de injeção de água na zona de falha neste ponto. Desta forma, pode ser possível mover-se sequencialmente ao longo da falha, aliviando as tensões tectônicas que se acumulam ao longo de seu comprimento com uma série de pequenos movimentos controlados de falhas, em vez de aguardar um grande terremoto catastrófico.

Os problemas sociais e éticos que resultariam da consideração séria de tal esquema, juntamente com as implicações de uma falha técnica, certamente atrasaram e podem muito bem impedir a implantação do controle de terremotos em áreas densamente povoadas. No entanto, experimentos de campo em larga escala já foram realizados em uma área menos povoada em um campo de petróleo perto de Rangely, Colorado. Rangely foi escolhido com base nas atividades sísmicas ocorridas durante as últimas fases de exploração do reservatório de óleo, quando houve injeção de fluido utilizada como parte de um programa de recuperação secundária utilizando a técnica de injeção de água. Healy (1975) relata que o monitoramento dos terremotos associado com o campo petrolífero começou em 1969 e continuou até 1974. A modificação intencional da pressão do fluido na zona ativa iniciou em 1970 e continuou até dezembro de 1973. Na primeira fase do experimento, a pressão foi reduzida na zona do terremoto e a atividade sísmica apresentou grande diminuição, especialmente na região de 1 km dos poços de controle. Em novembro de 1972, a pressão foi aumentada e uma série de novos terremotos foi iniciada. Em março 1973, o bombeamento foi revertido, a pressão do fluido na zona produtora de terremotos baixou e a atividade do terremoto diminuiu. Após 6 meses não houve mais terremotos dentro de 1 km dos poços de injeção.

Como parte do mesmo estudo, Raleigh et al. (1972) mediram em laboratório as propriedades de fricção das rochas de amostras (cores) retirados do campo petrolífero. Estes dados, juntamente com algumas medições de tensão in situ, permitiu o cálculo independente dos valores de pressão do fluido no qual se espera que ocorram os terremotos. O nível crítico previsto foi p = 2,57 × 10⁷ N/m². Os valores sísmicos da parte ativa do reservatório no momento de terremotos registraram 2,75 × 10⁷ N/m². Healy (1975) conclui que os experimentos de Rangely estabelecem a importância da pressão dos fluidos como parâmetro crítico no mecanismo de terremoto.

Também foi sugerido que medidas bem detalhadas da pressão em falhas podem fornecer evidências iniciais de terremotos iminentes. Scholz et al. (1973) fez uma revisão no modelo de dilatação da previsão de terremoto e descreve a interação entre o campo de tensão e o campo de pressão do fluido antes do desencadeamento do movimento de uma falha.

11.2 Água Subterrânea e Petróleo

É amplamente aceito (Weeks, 1961; Hedberg, 1964; Levorsen, 1967) que o petróleo se origina de matéria orgânica que é incorporada em sedimentos de textura fina no momento da sua deposição. No entanto, enquanto as argilas e folhelhos ricos em matéria orgânica são encontrados em todas as bacias sedimentares do mundo em grande abundância volumétrica, as acumulações atuais de petróleo são encontradas em concentrações localizadas de volume relativamente pequeno. Além disso, eles não ocorrem em argilas e folhelhos, mas sim em arenitos de textura grossa e em rochas carbonatadas porosas ou fraturadas. É evidente que o petróleo deve passar por migração significativa de seus pontos de origem altamente dispersos para suas posições atuais de concentração e aprisionamento. Durante esta migração, o petróleo é imiscível e, presumivelmente, um constituinte menor da subsuperfície saturada com água no ambiente. Portanto, é razoável examinar os processos de migração e acumulação de petróleo à luz da nossa compreensão do sistema regional de fluxo de água subterrânea. Esses estudos têm ramificações no campo de exploração de petróleo.

Migração e Acumulação de Petróleo

A migração de petróleo é, muitas vezes, vista como um processo de duas etapas. O termo migração primária refere-se aos processos pelos quais a água e o petróleo arrastado são expulsos da fonte de sedimentos finos para os aquíferos de maior permeabilidade de um sistema sedimentar. O termo migração secundária é reservado para o movimento do petróleo e água através dos sistemas aquíferos para as armadilhas estrutural e estratigráfica, onde se formam lagos de petróleo e gás.

A migração primária pode ser vista como um resultado do processo de consolidação que ocorre em locais de depósitos recentes de sedimentos finos. Bredehoeft & Hanshaw (1968) mostraram que a influência da carga adicional de sedimentos que estão continuamente sendo colocados no topo de uma sequência sedimentar em ambiente deposicional é suficiente para produzir uma consolidação significativa. O mecanismo é idêntico ao descrito em conexão com subsidência na Seção 8.12. Mais uma vez, compreende-se do processo equação de pressão efetiva:

(11.3)

Neste caso, é a mudança natural direta na pressão total, σ_T, que impulsiona o processo de consolidação, em vez de uma alteração artificial induzida na pressão do fluido, p, como foi o caso de locais com subsidência causada por excesso de bombeamento. Em ambos os casos, o resultado é um aumento na pressão efetiva, σ_e, e uma compactação altamente compressível de sedimentos finos. Durante o processo de consolidação, a água retira os sedimentos finos para quaisquer aquíferos que possam estar presentes no sistema. Se a temperatura e a pressão nos ambientes de consolidação de sedimentos estiverem propícias para os processos de maturação que transformam a matéria orgânica para a mobilidade do petróleo, este petróleo arrastado é conduzido para os aquíferos com a água.

Foi reconhecido desde o início do século XX (ver Rich, 1921) que a migração secundária do petróleo é provocada pelo movimento da água subterrânea em reservatório de rochas. É a água que fornece o meio de transporte para a o petróleo imiscível que se acumulam para formar lagoas de petróleo. Tóth (1970) observou que a acumulação de petróleo requer a favorável interação de, pelo menos, três processos: (1) importação contínua de hidrocarbonetos, (2) retenção preferencial e separação dos hidrocarbonetos dispersos a partir do transporte de água, e (3) remoção contínua de água do hidrocarboneto. O primeiro e terceiro processos requerem um sistema de fluxo adequado. No segundo ponto, geralmente assumindo que a separação do petróleo da água ocorre sob a influência de mudanças de pressão, requer mudanças de temperatura ou mudanças de salinidade. Qualquer um destes pode levar a uma floculação das gotas de petróleo arrastado em acumulações discretas de óleo até que a continuidade da fase seja alcançada e efeitos de flutuabilidade ocorreram. Uma vez que o petróleo e o gás têm densidades menores que a água, eles começam a se concentrar nas partes superiores dos aquíferos que têm fluxo. O lagos de petróleo surgem onde existem estruturas anticlinais ou complexa estratigrafia que criam armadilhas para o petróleo de baixa densidade. Levorsen (1967) revisou várias condições geológicas que dão origem a essas armadilhas. Hubbert (1954) discute o mecanismo da capilaridade em um sistema de duas fases, óleo-água, que explica a eficiência de uma interface de permeabilidade baixa como barreira de migração do petróleo. Na subseção seguinte, as ideias de Hubbert’s serão apresentadas, no que diz respeito a interação entre petróleo aprisionado e o potencial hidráulico subterrâneo.

Aprisionamento Hidrodinâmico do Petróleo

O movimento de óleo, gás e água através de um meio poroso é um exemplo de fluxo polifásico imiscível. Conforme consta no encerramento da Seção 2.6, a análise desses sistemas é extremamente complexa. É necessário considerar a separação das equações de Darcy para cada um dos fluidos que fluem simultaneamente através do sistema. Isto é também necessário para determinar as permeabilidades efetivas do meio poroso para cada uma das fases. Porque a permeabilidade de um meio é diferente com cada fluido, as magnitudes das velocidades de Darcy para cada fase serão diferentes umas das outras.

Hubbert (1954) mostrou que não há somente as magnitudes dos três vetores de velocidade diferentes, mas também há direções. Para explicar este ponto, considere primeiro o diagrama mostrado na Figura 11.3 (a) para um fluido de fase simples. A direção do movimento de uma unidade de massa de fluido no ponto P é perpendicular às linhas de igual potencial hidráulico.

A força que atua sobre a massa unitária na direção de movimentos é denotada por E. Lembre-se da Eq. (2.15) que o potencial hidráulico Φ é definido como:

(11.4)

onde p é a pressão do fluido e ρ é a densidade do fluido. Em que o potencial é definido em termos de energia por unidade de massa, o trabalho necessário para mover a unidade da potencial Phi; + dΦ para o potencial Φ é simplesmente –dΦ. Com referência à Figura 11.3 (a), também é claro que o trabalho é igual a E ds. Portanto, tem-se:

(11.5)

ou, Eq. (11.4),

(11.6)

onde g é um vetor com componentes (0, 0, –g) e ▽p é um vetor com componentes (∂p/∂x, ∂p/∂y, ∂p/∂z). O vetor g atua verticalmente para baixo; o vetor ▽p pode agir em qualquer direção e, em geral, não será coincidente com g. A Figura 11.3 (a) é uma apresentação gráfica da Eq. (11.6).

Em um sistema de três fases, as densidades de fluido não são iguais. Temos ρ_w > ρ_o > ρ_g, onde os índices referem-se a água, óleo e gás, respectivamente. Este fato leva para o diagrama vetorial mostrado na Figura 11.3 (b). Este diagrama fornece uma explicação para a falta de coincidência das direções e magnitudes das forças de impulso E_w, E_o e E_g. Os gradientes hidráulicos para cada uma das fases estarão direcionados das respectivas forças de impulso.

A manifestação prática desse fenômeno é o aprisionamento hidrodinâmico de petróleo como proposto por Hubbert (1954). Na Figura 11.4, o óleo e a água equipotenciais são mostrados sobrepostos um ao outro para um caso em que há um movimento ascendente do óleo leve em um aquífero no qual o fluxo de água subterrânea é da esquerda para a direita. Hubbert (1954) mostra que a vertente inclinada da interface óleo-água, dZ/dl, é dada por:

(11.7)

A interface será horizontal somente se não houver gradiente hidráulico. Para que uma estrutura ou monoclinal retenha óleo, o mergulho do limite de permeabilidade na direção do movimento do fluido deve ser maior que a inclinação da interface óleo-água. Caso contrário, o óleo será livre para migrar ao longo do mergulho com a água. Em áreas onde os gradientes hidráulicos elevados conduzem um fluxo da água subterrânea relativamente rápido, armadilhas com mergulhos mais inclinados são necessários para reter o óleo do que em áreas com baixo gradiente hidráulico e fluxo lento de água subterrânea. Por outro lado, em áreas onde as depressões são relativamente uniformes, estas partes da bacia com gradientes hidráulicos baixos produzem mais locais para o trapeamento do óleo que uma zona hidrodinâmica mais ativa.

Sistema de Fluxo Regional e Acumulação de Petróleo

Deveria ser claro, após as duas subseções anteriores, que existem dois tipos de condições que levam ao trapeamento do petróleo. O primeiro tipo corresponde ao conjunto das condições geológicas que controlam as ocorrências de armadilhas estruturais e estratigráficas, e o segundo é o conjunto das condições de fluxos das águas subterrâneas que controlam os aspectos hidrodinâmicos de trapeamento. Considerando essas propriedades, Tóth (1970) notou que a acumulação de petróleo deveria ser melhorada por (1) um sistema de fluxo longo que abarca um volume suficiente de uma possível rocha fonte; (2) zonas hidráulicas estáticas ou quasi-estáticas, onde o trapeamento hidrodinâmico pode ser esperado como o mais eficiente; e (3) movimento ascendente das águas subterrâneas, pelo qual a remoção contínua de água do trapeamento seja assegurado. Na bacia sedimentar do oeste do Canadá, onde muitos campos de petróleo são conhecidos, Hitchon (1969a, 1969b) e van Everdingen (1968b) mostraram que, nas bases das evidências hidráulicas e geoquímicas, existem grandes sistemas de fluxo que se estendem das Rochosas até o escudo Canadense, em formações profundas da bacia. Tóth (1970) encontrou confirmações estatísticas de suas próprias hipóteses em diversas áreas de Alberta. Nessas áreas, seus resultados indicavam que a probabilidade relativa de hidrocarbonetos estarem associados com cada uma das três condições são as seguintes: membros ascendentes, 78%; zonas quasi-estáticas, 72%; e grandes sistemas regionais, 72%.

Hitchon & Hays (1971) aplicaram uma abordagem similar na bacia de Surat, Austrália. Foi descoberto que ocorrências de hidrocarbonetos são concentradas em uma das áreas de descarga da bacia. Entretanto, elas não estão limitadas à esta área, e existem grandes porções da mesma área de descarga em que não foi encontrado petróleo.

Um fato básico que deve ficar em mente (van Everdingen, 1968b) ao lidar com a influência de um sistema de fluxo maior na acumulação do petróleo, é a certeza que as potenciais distribuições hidrodinâmicas dos dias atuais são de origem geológica recente. A atual topografia do oeste canadense, por exemplo, provavelmente emergiu no terciário recente. Durante os tempos pré-terciários, as distribuições potenciais devem ter sido diferentes se, por nenhum outro motivo, que a ausência das áreas de recarga de alto relevo fornecidas pelas Montanhas Rochosas. Pode ser necessário desvendar regimes paleo hidrogeológicos para entender por completo as interações entre o fluxo das águas subterrâneas e a acumulação de petróleo.

Implicações para a Exploração de Petróleo

Os resultados de Tóth (1970) e Hitchon & Hays (1971) provavelmente são representativos do sucesso alcançados até agora em relação ao sistema de fluxo da água subterrânea atual e a acumulação do petróleo. As relações são discerníveis, mas longe de ser universais. O que deve ser claro nesta discussão, no entanto, é que na procura por óleo, um entendimento da existência de sistema de fluxo subsuperficial tridimensional e sua gênese é de uma importância comparada ao conhecimento da estratigrafia e da estrutura da bacia sedimentar. Hubbert (1954) cita que se as condições hidrodinâmicas prevalecem, como elas quase sempre fazem, é importante que sua natureza seja determinada em detalhe, formação por formação, por toda a bacia, a fim de as posições das trapas possam ser bem determinadas e para que qualquer acumulação obscura de petróleo não passe despercebida.

Hitchon (1971) adiciona que, nas interpretações de exploração geoquímica de petróleo, deve-se levar em conta o sistema de fluxo regional de águas subterrâneas. Ele também nota que, embora a prospecção superficial por óleo tem sido algo equivocado, a falta de sucesso não pode terminar na quebra de uma sequência lógica de eventos entre a ocorrência e o indicador no campo de óleo e seu aparecimento em superfície, mas ao invés da usual falta de um cuidadoso exame da possível rota de fluxo superficial pela qual os hidrocarbonetos podem ser carregados para a superfície.

11.3 Água Subterrânea e Processos Termais

Em escala global, o regime termal da Terra envolve o fluxo de calor de camadas profundas do planeta em direção à superfície. O gradiente geotermal que fornece evidências deste fluxo de calor tem sido amplamente medido por geocientistas envolvidos em estudos de fluxo de calor terrestre. Na média, a temperatura aumenta aproximadamente 1 °C a cada 40 m de profundidade. No entanto, este gradiente está longe de ser uniforme. Nos primeiros 10 m, ou menos, variações diárias e das estações na temperatura do ar criam uma zona que é termicamente transiente. Abaixo desta zona, o efeito da temperatura do ar é rapidamente amortecido, mas gradientes geotérmicos anômalos podem surgir de, pelo menos, três maneiras: (1) como resultado de variações anômalas na condutividade termal entre as formações geológicas, (2) como resposta à recentes atividades geológicas de vulcanismo ou intrusões de fontes de produção de calor em profundidade e (3) devido à redistribuição espacial de calor pelo fluxo de água subterrânea. Nesta seção, será examinado este terceiro mecanismo como pertencendo ao fluxo natural da água subterrânea, sistema geotermal e o regime termal que acompanha o posicionamento de plutônio.

Depois de examinar esses casos específicos, seguem alguns comentários gerais. O fluxo simultâneo de calor e de água subterrânea são um processo acoplado como o do tipo introduzido na Seção 2.2. O fluxo de água é controlado pelo padrão dos gradientes hidráulicos, mas também pode existir fluxos induzidos adicionais pela presença de gradientes termais [como indicado na Eq. (2.22)]. O calor é transportado pelo sistema, tanto pela condução como pela convecção. O transporte condutivo ocorre em água subterrânea estática, sendo controlado pela condutividade termal das formações geológicas e das águas contidas em seus poros. Transporte convectivo ocorre somente em água subterrânea em movimento. Isto é, o calor que é carregado junto com o fluxo de água subterrânea. Na maioria dos sistemas, o transporte convectivo excede o condutivo.

É comum distinguir dois tipos limitantes de transferência de calor convectivo. Sob convecção forçada, estão presentes entradas e saídas de fluidos, sendo seus movimentos devidos às forças hidráulicas que atuam nas bordas do sistema. Sob condições livres, o fluido não pode entrar ou sair do sistema. A movimentação do fluido é devido às variações de densidades causadas pelas variações dos gradientes de temperatura. Na análise das convecções forçadas, gradientes de densidade são ignoradas e o efeito da flutuabilidade é considerada negligenciável. Já na convecção livre, a movimentação do fluido é controlada pelo efeito de flutuabilidade. O transporte de calor, devido ao sistema de fluxo natural da água subterrânea, é um exemplo de convecção forçada. Sistemas geotermais nos quais ocorre a fase de transição entre água–vapor são usualmente analisados como convecção livre. Muitos sistemas geotermais incluem a combinação dos dois fenômenos, e outros referem-se como uma convecção mista.

Regimes Termais em Águas Subterrâneas Naturais Sistemas de Fluxo

Considere uma seção transversal bidimensional vertical através de um sistema geológico térmica e hidraulicamente homogêneo e isotrópico. Em primeiro lugar, será examinado o caso, como o mostrado na Figura 11.5 (a), onde as águas subterrâneas encontram-se em condições estáticas. As cargas hidráulicas deste sistema serão iguais a z₀, a elevação do nível d’água horizontal que configura a fronteira superior do sistema. A Figura 11.5 (b) mostra o problema de valor de fronteira que representaria o estado estacionário do regime de fluxo de calor para este caso. A temperatura, T_s, na parte superior é a temperatura média anual do ar. As fronteiras verticais são isoladas contra o fluxo de calor horizontal. O gradiente de temperatura vertical dT/dz, na base do sistema é igual ao gradiente geotermal, G. As isotermas resultantes são horizontais. Temperaturas das águas subterrâneas acima de 100 m do regime podem ser esperadas como sendo 1–2 °C maior que média anual da temperatura do ar, em concordância com o gradiente geotermal uniforme.

A Figura 11.5 (c) e (d) é generalizada a partir dos resultados de Parson (1970) e Domenico & Palciauskas (1973), onde cada qual estudou a influência de sistemas regionais de fluxos de águas subterrâneas na distribuição de temperatura. Domenico & Palciauskas utilizaram soluções analíticas para o problema do valor limite acoplado; Parson usou soluções numéricas e encontrou evidências de campo para comprovar suas descobertas. A Figura 11.5 (c) trata-se de um simples sistema de fluxo regional que primeiro foi introduzido no Capítulo 6. A Figura 11.5 (d) mostra como o regime termal é alterado pelo transporte de calor convectivo. O gradiente geotermal é maior próximo da superfície em áreas de descargas que em áreas de recarga. Ele aumenta com o aumento da profundidade nas áreas de recarga e diminui com o aumento da profundidade nas áreas de descargas. Domenico & Palciauskas (1973) mostraram que os efeitos são mais pronunciados em regiões de fluxo onde a profundidade da bacia é da mesma ordem de magnitude de sua extensão lateral e menos pronunciada em sistemas de fluxo raso com grande extensão lateral. Parsons (1970) mostra que os efeitos são maiores em depósitos de alta permeabilidade, onde a velocidade do fluxo das águas subterrâneas são maiores, do que em depósitos de baixa permeabilidade, onde as velocidades são baixas.

Cartwright (1968, 1974) descreveu métodos nos quais as temperaturas do solo e da água subterrânea rasa podem ser utilizadas no campo para distinguir áreas de recarga, descarga e para prospectar aquíferos rasos. Schneider (1962) demonstrou que anomalias na temperatura da subsuperfície podem ser utilizadas para detectar infiltração de fontes de águas superficiais.

Stallman (1963) sugeriu, quando apresentou as equações de fluxo para o fluxo simultâneo da água subterrânea e do calor, que a mensuração dos perfis verticais de temperatura da água subterrânea podem ser um método muito prático para se estimar a velocidade das águas subterrâneas. Bredehoeft & Papadpoulos (1965) forneceram uma solução unidimensional, vertical e fluxo estacionário para as equações de Stallman para o fluxo da água subterrânea e do calor. Os autores apresentaram um conjunto de curvas padrão nas quais as velocidades da água subterrânea podem ser calculadas com base nos dados de temperatura. Caso as cargas hidráulicas também estejam disponíveis, o método pode ser utilizado para calcular as condutividades hidráulicas verticais.

Sistemas Geotermais

Nos últimos anos tem havido um grande interesse no desenvolvimento de energia geotermal, o qual levou ao aumento das pesquisas sobre as características dos sistemas geotermais. Elder (1965) e White (1973) fizeram excelentes revisões sobre as características de áreas geotermais e os processos físicos associados a elas. Witherspoon et al. (1975) revisaram vários modelos matemáticos que foram propostos para simular sistemas geotermais.

A energia geotérmica é capturada pela remoção do calor das águas quentes que são bombeadas através de poços para a superfície. Reservatórios geotermais com potencial devem ter temperaturas acima de 180 °C, um volume adequado e permeabilidade suficiente para garantir o fornecimento sustentável de líquidos para poços em vazões razoáveis. Quanto mais rasos forem os reservatórios geotermais, mais viável economicamente a explotação. Por este motivo, há muito interesse no entendimento dos mecanismos que causam as elevadas temperaturas em profundidades rasas. É claro, atualmente, que esta condição é usualmente causada por sistemas de convecção hidrotermais, onde a maior parte do calor é transportada por fluidos circulantes. É possível vislumbrar dois sistemas. O primeiro é o sistema de convecção forçada proposto por White (1973) e demonstrado na Figura 11.6 (a), na qual um sistema de fluxo local é recarregado e descarregado verticalmente através de zonas de fraturas de alta permeabilidade e aquecidas em profundidade durante o tempo de residência em estratos mais permeáveis. Esta configuração pode gerar gêiseres e águas quentes em zonas de descarga na superfície. Donaldson (1970) descreveu o modelo quantitativo simples para simular sistemas deste tipo.

O segundo mecanismo é o qual há a convecção livre num aquífero confinado em profundidade. Conforme ilustrado na Figura 11.6 (b), um sistema onde os limites superiores e inferiores de um aquífero são impermeáveis ao fluxo de fluidos, porém condutivo ao fluxo de calor, resultará no estabelecimento de células convectivas de fluxo de fluidos que distorcem o gradiente geotermal uniforme no aquífero e criam áreas quentes e frias alternadas ao longo do limite superior. Este tipo de fluxo convectivo é conhecido desde o início do século passado na mecânica pura dos fluidos. Quem chamou a atenção para a sua importância nos processos geotermais foi o geofísico Donaldson (1962).

Independente dos mecanismos que trazem os fluidos quentes para as profundidades rasas, os sistemas geotermais podem ser classificados (White 1973) em sistemas de águas quentes e sistemas dominados por vapor. Nos sistemas de águas quentes, a água é a fase contínua ao longo do sistema e, consequentemente, fornece o controle de pressão. Nos sistemas dominados por vapor, o vapor é a fase contínua de controle de pressões, apesar de que há um consenso geral de que a água também está presente nestes sistemas. Uma vez que poucos sistemas geotermais produzem vapores superaquecidos sem a presença associada de líquidos, sistemas dominados por vapor também são, às vezes, chamados de sistemas de vapores secos.

Em função do fato de que as características necessárias para criar um campo geotermal explotável ocorrem raramente, este recurso não parece fornecer nenhum tipo de panaceia aos problemas energéticos do homem. White (1973) resumiu a capacidade mundial de geração de energia geotérmica até o ano de 1972.

Nas áreas onde os recursos geotermais são economicamente significantes, há muita pesquisa sendo conduzida nas aplicações de modelos de sistemas de fluxo de calor e de fluidos. Mercer et al. (1975), por exemplo, desenvolveram um modelo de elementos finitos de uma fase, bidimensional e horizontal para o aquífero de águas quentes no sistema geotermal de Wairakei, Nova Zelândia. A esperança é que modelos deste tipo sejam capazes, no futuro, de aumentar a eficiência de explotação do calor geotermal por meio da otimização do espaçamento dos poços e vazões de bombeamento, da mesma maneira que se faz em modelos de aquíferos convencionais, conforme discutido no Capítulo 8. No entanto, não está claro ainda se o grande custo e as dificuldades técnicas de se obter os dados necessários em grandes profundidades em sistemas termais pode ser superado. Até que sua aplicação seja confirmada no mundo real, as simulações geotermais permanecem como uma potencialidade poderosa, porém ainda não uma ferramenta comprovada.

Posicionamento de Plutônio

Norton & Knight (1977) estudaram um sistema de fluxo de calor e fluido de considerável importância geológica. Os autores utilizaram um modelo matemático numérico para simular o regime termal seguindo a introdução de plutônio em profundidade. A Figura 11.7 mostra o problema de valores de contorno que os autores consideraram. O sistema é isolado termicamente contra o fluxo de calor na sua base e condutivo nos outros três lados. O sistema é de convecção livre, onde a região é cercada nos quatro lados por limites que são impermeáveis ao fluxo de fluidos. Norton & Knight realizaram simulações transientes que demonstraram que o crescimento e decaimento do regime termal anômalo em função do tempo. O lado direito da Figura 11.7 mostra o campo de temperatura 50.000 anos após a introdução de plutônio a 920 °C numa rocha com gradiente térmico inicial de 20 °C/km. O campo é simétrico na região da linha de centro. O lado esquerdo do diagrama mostra uma de duas células convectivas simétricas de circulação de fluxo, no mesmo ponto e no mesmo tempo. No artigo original, os autores também mostraram exemplos de linhas de fluxo (Seção 2.8) que indicam os caminhos seguidos por partículas individuais de água durante o evento transiente. Os autores concluíram que águas em sistemas de plutônio naturais afastam-se dos seus pontos de origem para pontos a muitos quilômetros de distância em poucas centenas de milhares de anos. Tal circulação de fluido de larga escala é de grande importância para o entendimento da gênese dos depósitos minerais hidrotermais que estão frequentemente associados à ambientes plutônicos.

11.4 Águas Subterrâneas e Geomorfologia

Carstes e Cavernas

Uma paisagem que exibe irregularidades em formas de superfície causadas pela dissolução de rochas é chamada de paisagem cárstica, em comparação com a Região de Karst, na Iugoslávia. Paisagens cársticas são, normalmente, formados em calcários e, menos frequentemente, em dolomitos. No entanto, podem também se desenvolver em áreas de gesso ou rochas de sal. Os processos em rochas carbonáticas será o foco desta discussão.

As irregularidades da superfície do terreno em áreas cársticas são causadas pela remoção superficial e subsuperficial da massa de rochas por processos de dissolução da calcita e dolomita. Áreas cársticas normalmente possuem cavernas que se desenvolveram pela dissolução ao longo de juntas, planos de estratificação ou outras aberturas. Em grandes regiões cársticas, há milhares de quilômetros de cavernas que se estendem em alguns locais a mais de 1 km de profundidade. Em algumas partes do mundo, há redes de cavernas em áreas onde a origem cárstica do terreno foi destruída por processos geomórficos recentes, tais como processos glaciais ou aluvionais.

Thraikill (1968) afirma que investigações feitas por vários geólogos em cavernas de calcário levaram a três generalizações em relação a origem das cavernas: (1) a maiorais das cavernas em calcário são o resultado da solução de águas frias meteóricas, (2) muitas dessas cavernas de solução foram escavadas quando a rocha estava completamente cheia de água e (3) muitas dessas cavernas, abaixo da superfície dos aquíferos, possuem superfícies horizontais ou distribuição de passagens horizontais que não tem relação com o plano de estratificação ou com outras estruturas das rochas adjacentes.

É evidente que o calcário, no início do processo de formação da caverna, deve possuir algum tipo de junta ou plano de estratificação ou, possivelmente, poros bem conectados. De todas as inúmeras juntas e planos de estratificação em áreas cársticas, somente poucas são completamente alargadas para formar passagens de cavernas. Uma combinação de fatores causa a penetração, em grandes distâncias, da água não saturada de calcita numa pequena quantidade de aberturas. Isto, por sua vez, causa o alargamento preferencial de tais aberturas, as quais resultam na captura maior de fluxo pelos canais alargados e, devido a amalgamação desses canais, o processo de desenvolvimento das cavernas continua.

A Figura 11.8 mostra um exemplo de uma caverna horizontal que atravessa juntas e planos. Acredita-se que essas cavernas foram formadas em zonas abaixo da superfície do nível d’água. Esta situação é intuitivamente razoável quando se considera o fato que o alargamento do canal ou da caverna tenha sido realizado por fluxo de água subterrânea pouco saturada em calcita. A medida que a água flui na rocha, ela vai equilibrando a saturação e, então, fica menos capaz de alargar a passagem do fluxo.

A maior dificuldade de se entender a origem das cavernas é como responsabilizar a ocorrência de água insuficientemente saturada em distâncias consideráveis da superfície do solo. Como indicado no Capítulo 7, é bem conhecido de experimentos laboratoriais que a água em contato com o calcário atinge rapidamente a saturação relativa da taxa de fluxo natural em calcário cárstico. Os experimentos de laboratório de Howard & Howard (1967) são particularmente ilustrativos desse processo. Thraikill (1968) concluiu que a captura de CO₂ no solo tem uma pequena relação direta com escavação de caverna em zona abaixo da superfície do aquífero. Observações de características químicas das águas acima do nível d’água que se movimentam para baixo por aberturas secundárias indicam que estas águas são tipicamente saturadas ou supersaturadas em relação à calcita, frequentemente, o resultado de uma combinação de efeitos de diluição da calcita e da perda de gás CO₂. Se esse tipo de água de subsuperfície não for agressiva para o tipo de rocha, há um dilema com respeito ao alargamento do canal na zona abaixo da superfície do aquífero. Para produzir água insuficientemente saturada necessária na zona logo abaixo da superfície do aquífero, os seguintes mecanismos foram sugeridos: (1) mudanças na temperatura da água subterrânea, (2) misturas de águas diferentes, (3) enchente em superfície ou rápido degelo causando uma recarga rápida de água insuficientemente saturada e (4) produção de ácido ao longo do caminho de fluxo.

É possível ser mostrado, com ajuda de raciocínio geoquímico, que quando alguns tipos de águas saturadas em calcita se misturam, a água misturada é levemente saturada, fornecendo diferentes pressões parciais de CO₂ (Wigley & Plummer, 1976) ou de temperaturas (Thraikill, 1968). Como as águas da superfície do aquífero são comumente misturas de águas provenientes de várias áreas de entradas ou zonas de fraturas, e também porque uma água com nível de saturação levemente abaixo já é capaz de escavar uma caverna durante o tempo geológico, este mecanismo é frequentemente citado nas discussões de gênese de cavernas. No entanto, tem se provado difícil obter dados de campo que corroboram com esta discussão de gênese da caverna. Contudo, foi provado ser difícil obter dados corroborativos em campo.

Thraikill (1968) indica que muitos dos processos pensados importantes na escavação de cavernas poderiam funcionar mais efetivamente durante as inundações. Ele indica que as formas de algumas cavernas sugerem que o alargamento mais ativo ocorreu entre níveis da água baixo e alto.

Moore & Nicholas (1964) sugerem que, em alguns casos, a oxidação de pequenas quantidades de minerais sulfetos, especialmente a pirita, pode causar diminuição no pH da água subterrânea e, consequentemente, pode criar alargamento da caverna por dissolução de calcita. O oxigênio dissolvido pode ser o agente de oxidação mais ativo. Se esse processo ocorre, é de esperar que esteja limitado às zonas rasas, onde o oxigênio dissolvido na água subterrânea é mais abundante.

Resumindo, carstes e cavernas são talvez a evidência mais dramática da habilidade que tem o fluxo das águas subterrâneas para alterar a forma da superfície e subsuperfície terrestre. Não é necessário nenhum conhecimento especial para reconhecer que o calcário é esculpido e escavado por água quimicamente agressiva. Entretanto, em uma inspeção mais próxima, é claro que o entendimento total da gênese das cavernas oferece espaço suficiente para a aplicação de conceitos hidrológicos e geoquímicos que incluem interações complexas no tempo e no espaço. Holland et al. (1964), Howard (1964a, 1964b), Thraikill (1968) e, Ford & Cullingford (1976) fornecem discussões mais abrangentes dos processos de alargamento de fraturas e da gênese das cavernas.

Desenvolvimento Natural da Declividade

Os processos que levam ao desenvolvimento natural da declividade têm sido descritos detalhadamente tanto qualitativa como quantitativamente por Carson & Kirkby (1972). Eles perceberam que qualquer morfologia de declive poderia ser vista como consequência de um processo de duas etapas pelo qual o primeiro material deve ser solto da rocha sã por meio do intemperismo antes de que pudesse ser movido para baixo por uma grande variedade de possíveis processos de transporte. O regime saturado-insaturado de fluxo subterrâneo no declive é um elemento importante nas duas etapas do processo.

O intemperismo da rocha sã na base do solo é, em grande parte, um processo químico. Os princípios e modelos conceituais apresentados nos Capítulos 3 e 7 fornecem uma base adequada para o entendimento dos processos de dissolução mineral que levam à formação do solo. Carson & Kirkby (1972) notaram mais além, que, em regiões úmidas, a dissolução química do material por água subterrânea e o seu transporte descendente em solução, poderia ser a principal forma de erosão de declive de colina, em alguns casos da mesma ordem de magnitude do que todas as formas de erosão mecânica associada. As grandes cargas dissolvidas de muitos rios refletem a eficácia da remoção química como agente de transporte. Carson & Kirkby (1972) fornecem uma síntese de dados disponível dos Estados Unidos que relaciona concentrações de carga dissolvida em córregos com taxas de diminuição da superfície por solução. Para uma bacia hidrográfica no sul dos Estados Unidos com uma média anual de escoamento de 20 cm, uma concentração média de soluto de 200 ppm nos córregos medidos, representam uma taxa de denudação de 0,003 cm/ano.

O transporte descendente de material por meios mecânicos acontece tanto por movimentos discretos de massa em forma de deslizamentos de terra, depressões e fluxos de terra assim como por transporte de sedimentos em escoamento superficial. A influência das distribuições de pressão dos poros por sistemas de fluxo de declive de colina na ocorrência de instabilidades de declive foi vista na Seção 10.1. Os conceitos e mecanismos de falha descritos lá em um contexto geotécnico são igualmente válidos quando é analisado o papel dos deslizamentos de terra como um processo na evolução da forma de relevo. Não será repetido esse tratamento aqui, em vez disso, segundo Kirkby & Chorley (1067), será examinada as implicações dos diferentes mecanismos de geração de vazões, como visto na Seção 6.5, no processo de erosão superficial da água.

A análise clássica da erosão de declive de colina é produto dos conceitos de geração de vazões de Horton (1933). O modelo de Horton assume a ocorrência difundida de escoamento superficial. A profundidade e a velocidade do escoamento superficial numa colina irá aumentar no sentido descendente do declive, o que deveria ser um ponto crítico pois o fluxo torna-se suficiente para arrastar partículas de solo do declive. Abaixo deste limite, serão desenvolvidos canais de córrego como consequência dessa erosão.

Kirkby & Chorley (1967) perceberam que o modelo do Horton é mais apropriado para declives sem vegetação em regiões áridas. Entretanto, para declives cobertos de vegetação em regiões úmidas, a transferência de precipitação para escoamento por meio do fluxo de chuva subsuperficial ou pelo mecanismo proposto por Dunne & Black (1970a, 1970b), através do qual o fluxo superficial está restrito a zonas úmidas perto de canais, é mais propenso a ser encontrado. Sob essas circunstâncias, a erosão de superfície devido ao escoamento superficial será restrita às áreas de planície adjacentes aos cursos d’água. A erosão remontante de canais tributários irão ocorrer por tubulações (Seção 10.2) nos pontos de saída de caminhos de infiltração subsuperficial. A localização desses pontos de infiltração é controlada, em grande parte, pela distribuição subsuperficial da condutividade hidráulica. Nesse caminho indireto, a estratigrafia subsuperficial influencia fortemente a densidade e o padrão das redes de drenagem que se desenvolvem em tal bacia hidrográfica. Em resumo, a posição relativa de zonas úmidas saturadas, áreas de fonte variável e infiltrações subsuperficiais que controlam a natureza dos processos erosivos em declives de clima úmido, são um reflexo direto do regime hidrogeológico saturado-insaturado de subsuperfície.

Processos Fluviais

A abordagem clássica para análises de transporte de carga em rios negligencia completamente o efeito das forças de infiltração no leito. Está bem estabelecido que os leitos de rio nem ganham nem perdem água em termos de fluxo subsuperficial. Mas não está claro se as forças de infiltração criadas por esses fluxos desempenham ou não um papel significativo no processo do leito e na evolução da morfologia do rio. Estas questões têm sido abordadas no artigo de Harrison & Clayton (1970), mas os seus resultados estão um pouco equivocados.

A inspiração desse estudo foi um conjunto de observações em um rio no Alasca no qual os autores observaram um impressionante contraste entre as partes do fluxo influente, que aceitavam infiltração de água subterrânea, e aquelas partes de fluxo efluente, que perdiam água por infiltração. A parte efluente do rio transportava seixos e pedras do tamanho de poucas polegadas, enquanto a parte influente do rio transportava sedimentos não maiores do que silte ou areia muito fina. A competência da parte efluente, definida como o tamanho máximo da partícula que sofrerá movimento incipiente a uma dada velocidade de fluxo, foi 500 vezes maior do que a obtida para a parte influente do rio. Essa variação achada na competência, não podia ser explicada por diferenças na velocidade de fluxo, inclinação do canal ou por sedimentos de banco. Harrison & Clayton concluíram que as diferenças nos gradientes de infiltração no leito do rio eram devido ao grande aumento na competência da parte efluente. Essa conclusão parecia lógica, na infiltração ascendente da parte efluente deveriam boiar grãos do leito do rio, reduzindo a sua densidade efetiva e permitindo ser transportados a velocidades muito menores do que o normal.

Para testar essa hipótese, foi feito um estudo de laboratório. Os resultados dos experimentos, contrário ao esperado, mostraram que os gradientes de infiltração tinham pouca influência na competência. O único efeito que foi confirmado nos experimentos de laboratório foram os relacionados a infiltração descendente nos canais com uma grande carga de sedimentos suspensa. Sob essas condições, tendia a se formar um selo de lama no leito do rio. Esse selo de lama evitava que material do leito fosse arrastado na área selada. Em retrospectiva, os autores concluíram que as observações de campo realizadas no Alasca poderiam ser melhor explicadas por este mecanismo.

Vaux (1968) realizou um estudo das interações entre o fluxo do rio e o fluxo subterrâneo em depósitos de rios aluviais, em um contexto completamente diferente. O seu interesse focou na taxa de intercâmbio entre água do rio e águas subterrâneas e como isso afeta o suplemento de oxigênio nas áreas de desova de salmão. Ele utilizou um modelo de águas subterrâneas análogo para avaliar as características de controle do sistema.

Processos Glaciais

O entendimento de formas de relevo glaciais é melhor alcançado por meio do exame de mecanismos de erosão e sedimentação que acompanham o avanço e o recuo das geleiras e camadas de gelo continentais. Agora, é amplamente reconhecido (Weertman, 1972; Boulton, 1975) que a ocorrência de poros de água nos solos e rochas que subjazem uma camada de gelo exercem uma influência importante na taxa do seu movimento e no seu poder de erosão. A existência de água na base de uma geleira é uma consequência do regime termal que existe nela. O calor suficiente para derreter o gelo basal é produzido pelo gradiente geotérmico ascendente e pela geração de calor por fricção devido ao deslizamento.

Considere-se o fluxo de gelo glacial através de uma rocha saturada e permeável. O movimento de gelo glacial envolve ainda outra aplicação do conceito do Terzaghi de tensão efetiva, como apresentado na Seção 2.9. As altas pressões dos poros levam a reduzir a tensão efetiva no limite gelo-rocha e nas rápidas taxas de avanço. As baixas pressões dos poros levam a aumentar a tensão efetiva e a baixas taxas de avanço. Mecanismos similares têm sido considerados na aplicação da teoria de falhas de Mohr-Coulomb para a análises de deslizamentos de terra (Seção 10.1) e na teoria de Hubbert-Rubey de falhas de empurrão (Seção 11.1).

A erosão glacial ocorre tanto por abrasão como por extração de rochas. A abrasão de rocha superficial por gelo deslizante é causada pela ação de moagem de detritos glaciais que ficam embutidos na sola da geleira. A sua presença nesse lugar evidencia as habilidades de extração do gelo que flui para arrancar material de rochas articuladas e sedimentos não consolidados em vários pontos ao largo do caminho de percurso. Em áreas onde existem unidades subglaciais permeáveis, as pressões de fluido nessas camadas podem exercer uma influência considerável nesses dois mecanismos de erosão. Boulton (1974, 1975) fornece uma análise quantitativa do papel da água subglacial na abrasão e extração de pedras.

Clayton & Moran (1974) têm apresentado um modelo do processo-glacial que coloca o regime de erosão-glacial de uma camada de gelo continental no contexto das relações entre fluxo glacial, fluxo de calor e fluxo de água subterrânea. Considere uma camada de gelo movendo-se através de uma unidade geológica permeável (Figura 11.9). Bem atrás das margens, onde o fluxo de gelo converge em direção à base da geleira, a base deve ter presença de água livre em vez da presença de permafrost, podendo ser alta a pressão da água dos poros. Devido nesta zona a geleira não ser congelada na sua base, ocorrem deslizamento e abrasão que são os únicos modos de erosão. Perto das margens da geleira, por outro lado, o fluxo de gelo diverge da base, as pressões dos poros de água são baixas, a camada de gelo é mais provável de estar congelada na base e a extração de rochas é o principal modo de erosão.

Moran (1971) e Christiansen & Whitaker (1976) forneceram uma descrição detalhada das várias estruturas glaciotectônicas que podem-se desenvolver em depósitos glaciais devida à inclusão de blocos de grande escala e a falhas de impulso nas margens da geleira. Entre os mecanismos sugeridos para a geração de altas pressões de água nos poros, que são condição necessária para o desenvolvimento destas características, são (1) o avanço da camada de gelo sobre um ponto de um aquífero enterrado, (2) o avanço da camada de gelo sobre detritos contendo blocos de gelo enterrados que restam de um avanço anterior, (3) a consolidação de sedimentos compressíveis sob a influência de cargas de gelo e (4) a rápida formação de uma camada de permafrost no momento da glaciação. Estes dois últimos conceitos foram inicialmente discutidos por Mathews & MacKay (1960).

11.5 Águas Subterrâneas e Mineralização Econômica

As teorias modernas da hidrologia de água subterrânea ainda não têm encontrado uma aplicação difundida no campo da exploração mineral. Há, no entanto, um grande potencial de aplicação em pelo menos duas frentes. Em primeiro lugar, a gênese de muitos depósitos minerais econômicos está intimamente ligada a processos físicos e químicos que ocorrem num ambiente hidrológico subsuperficial. Grande parte da especulação sobre os modos de origem de vários corpos de minérios pode se beneficiar de análises hidrogeológicas que utilizam as aproximações de sistema de fluxo do Capítulo 6 e de conceitos hidrogeoquímicos do Capítulo 7. Em segundo lugar, é claro que muitas anomalias descobertas durante a exploração geoquímica poderiam ter uma interpretação mais completa se a teoria de fluxo de água subterrânea fosse usada na busca da fonte. Nas duas subseções seguintes, cada uma dessas questões será brevemente abordada. Existe uma ampla literatura no campo de exploração mineral e, a parte de alguns textos básicos, a lista de referências está limitada exclusivamente àqueles artigos que invocam mecanismos ou metodologias hidrogeológicas.

Gênese dos Depósitos Minerais Econômicos

White (1968), Skinner & Barton (1973), e Park & MacDiarmid (1975) fornecem um excelente conjunto de referências recentes em depósitos minerais econômicos e a sua gênese. A leitura cuidadosa das classificações de depósitos de minério que eles apresentam deixa claro que existem poucos tipos de depósitos que, de algum jeito, não envolvem fluidos subsuperficiais. A influência direta de água subterrânea rasa é responsável pelo enriquecimento supergênico em áreas de recarga, e pela deposição de caliches e evaporitos em áreas de descarga. Processos residuais de intemperismo que levam a lateritas também envolvem processos hidrológicos.

De longe, o mecanismo genético mais importante que envolve fluxo subsuperficial são aqueles que levam a depósitos hidrotermais. White (1968) resumiu os quatro passos do processo que levam à geração de um depósito de minério, envolvendo um fluido hidratado. Primeiro, deve haver uma fonte de constituintes de minério, geralmente dispersos em um magma ou em rochas sedimentares; segundo, deve haver solução do mineral de minério na fase hidratada; terceiro, uma migração do fluido de suporte metálico; e quarto, precipitação seletiva dos constituintes de minério. White (1968) observou que salmouras muito salinas Na-Ca-Cl são solventes muito potentes para metais como cobre e zinco. A prova de que tais salmouras existem reside no fato de que elas são comumente encontradas na exploração profunda de petróleo. Existem três fontes prováveis dessas salmouras: magmáticas, conatas e meteóricas. Águas conatas são aquelas que ficaram presas nos sedimentos na época de sua deposição. Águas meteóricas são águas subterrâneas que se originaram na superfície do solo. As águas meteóricas que circulam profundamente podem alcançar uma salinidade considerável por meio de processos secundários, tais como a solução de evaporitos ou concentração de membrana (Seção 7.7). Nesse contexto, a precipitação de minerais de minério é provocada por modificações termodinâmicas induzidas na salmoura sob a influência de resfriamento, redução da pressão ou reações químicas com as rochas ou fluidos hospedeiros. Os processos são bem compreendidos pelo uso de cálculos de transferência de massa, conforme Helgeson (1970).

Com estes conceitos introdutórios, será limitada a discussão adicional à consideração de um tipo específico de depósito de minério que tem sido amplamente atribuído a mecanismos que envolvem o fluxo da água subterrânea: os depósitos de chumbo-zinco-fluorita-barita do tipo Vale do Mississippi.

Os depósitos de chumbo-zinco do Vale do Mississippi (White, 1968, Park & MacDiarmid, 1975) são estratiformes (strata-bound) em rochas carbonáticas quase horizontais, sem estruturas tectônicas congruentes que possam controlar sua localização. Ocorrem em profundidades rasas de áreas remotas de intrusões ígneas. A mineralogia é geralmente simples e não diagnóstica, com esfalerita, galena, fluorita e barita como os principais minerais de minério. Uma grande variedade de origens tem sido proposta para este tipo de depósito. White (1968) concluiu que a deposição a partir de salmouras conatas, aquecidas e de circulação profunda, é o mecanismo mais compatível com os dados disponíveis de temperatura, salinidade e isótopos.

Noble (1963) sugeriu que a circulação de água conata pode ter sido controlada pela compactação diagenética das camadas sedimentares originais. Dessa forma, as salmouras expelidas dos sedimentos seriam transportadas através de zonas transmissoras (Figura 11.10) que se tornariam os locais de maiores concentrações do minério. As salmouras podem ter incorporado metais em solução antes do soterramento, bem como metais adquiridos durante a diagênese dos sedimentos contíguos. A teoria de Noble é atrativa na medida em que fornece um mecanismo integrado para a lixiviação de metais a partir de uma fonte dispersa, sua migração através do sistema geológico e sua concentração em rochas carbonáticas de alta permeabilidade.

McGinnis (1968) sugeriu uma adaptação na teoria de Noble onde a compactação das camadas sedimentares originais ocorre devido a carga fornecida pelos lençóis de gelo continentais. Nestas circunstâncias, as salmouras sedimentares seriam forçadas a descarregar próximas às margens dos lençóis de gelo continentais de uma maneira semelhante àquelas descritas na seção anterior em conexão com a Figura 11.9. A inspiração para a explicação de McGinnis é o agrupamento aparente de depósitos do tipo Vale do Mississippi ao longo da extremidade sul da glaciação continental e na área sem deriva de Wisconsin.

Hitchon (1971, 1977) observou que os reservatórios de petróleo e os depósitos de minério em rochas sedimentares possuem várias características em comum. Ambos são agregados de matéria concentrada, amplamente dispersa em locais específicos, onde modificações físicas e químicas dos fluidos aquosos causam alívio de carga. Hitchon acredita que o petróleo existente no campo Zama-Rainbow, em Alberta Setentrional, e os depósitos de zinco-chumbo do tipo Vale do Mississippi, nas proximidades do corpo de minério de Pine Point, podem ter sido descarregados sequencialmente a partir do mesmo fluido de formação. Ambos estão localizados na Formação Keg River do Devoniano Médio, enquanto que o depósito Pine Point está a jusante de Zama-Rainbow, em termos de padrões de cargas hidráulicas que atualmente existem na Formação Keg River. Como uma evidência independente, Hitchon observa que o petróleo é um constituinte secundário comum em inclusões fluidas dos depósitos de chumbo-zinco do tipo Vale do Mississippi.

No final desta subseção, vale ressaltar, como fez Hitchon (1976), que a água é o fluido que relaciona geneticamente todos os depósitos minerais. Em geral, corresponde ao meio de transporte dos materiais em solução e participa das reações que resultam na dissolução original dos metais e sua precipitação final como minério. Em síntese, se o movimento da água subterrânea cessar, eventualmente ocorrerá o equilíbrio físico e químico entre a água e as rochas e não haveria mais oportunidades para a geração de jazidas minerais. Nesse sentido, a existência de fluxo subsuperficial é essencial para a gênese dos depósitos minerais.

Implicações para a Exploração Geoquímica

Hawkes & Webb (1962) definem a prospecção geoquímica como um método de exploração mineral baseado na medição sistemática de uma ou mais propriedades químicas de qualquer material de ocorrência natural. O material pode ser uma rocha, solo, sedimento de corrente, água ou vegetação. O objetivo do programa de medição é a detecção de padrões químicos anormais, ou anomalias geoquímicas, que podem indicar a existência de um corpo de minério.

Os padrões químicos anômalos em águas subterrâneas ou superficiais são, às vezes, chamados de anomalias hidrogeoquímicas. Os elementos metálicos mais móveis, isto é, os elementos mais facilmente dissolvidos e transportados em água são, portanto, os mais susceptíveis de produzir anomalias hidrogeoquímicas. Dentre eles, destacam-se o cobre, zinco, níquel, cobalto e molibdênio (Bradshaw, 1975). O chumbo, prata e tungstênio são menos móveis; já o ouro e estanho são praticamente imóveis. Devido aos custos de perfuração, a água subterrânea raramente é amostrada de maneira direta. Por outro lado, as nascentes e as áreas de recarga são amplamente utilizadas na exploração geoquímica. A Figura 11.11 ilustra os vários tipos de anomalias geoquímicas desenvolvidas na vizinhança de um corpo de minério. A água subterrânea desempenha um papel importante na distribuição de íons metálicos para as zonas de concentração hidrogeoquímica em áreas de recarga e em sedimentos de lagos e rio.

Uma das aplicações mais bem sucedidas das técnicas de amostragem de nascentes são as descritas por de Geoffroy et al. (1967) no distrito de chumbo-zinco do vale de Mississippi superior. Eles coletaram amostras de 3.766 nascentes em uma área de 1.066 km². Uma interpretação das medidas indicou 56 anomalias de zinco. Destes, 26 coincidiram com depósitos de zinco conhecidos. Testes de perfuração de um pequeno número de anomalias remanescentes confirmaram a presença de minério de zinco em sua vizinhança. No terreno carbonático desta área, a amostragem da água superficial mostrou-se ineficaz porque os metais pesados são rapidamente precipitados das águas subterrâneas dentro de uma curta distância antes de sua emergência para o ambiente superficial. De Geoffroy et al. (1967) concluem que a amostragem de nascentes é o método geoquímico mais satisfatório na busca por corpos de minério de volume moderado em rochas carbonatadas.

Existem outros exemplos de programas bem sucedidos de exploração geoquímica orientados para a água subterrânea. Entre as conclusões mais interessantes estão as de Graham et al. (1975), que descobriram que o flúor nas águas subterrâneas pode agir como um guia para a mineralização de Pb-Zn-Ba-F, e Clarke & Kugler (1973) defendem o hélio dissolvido nas águas subterrâneas como indicador do minério de urânio. Em uma observação negativa, Gosling et al. (1971) relatam que a prospecção hidrogeoquímica de ouro no Colorado Front Range é pouco promissora.

Hoag & Webber (1976) sugerem que as concentrações de sulfato nas águas subterrâneas, por serem indicativas do ambiente de oxidação dos sulfetos que as produzem, podem ser utilizadas para estimar a profundidade de mineralização de possíveis corpos de minério. Eles observam que essas informações podem ajudar a determinar quais tipos de exploração adicionais seriam mais úteis na localização de possíveis depósitos de sulfeto.

Diante do exposto, os recentes desenvolvimentos em hidrogeologia física e química analisados neste livro são extremamente pertinentes. As taxas que os metais são colocadas em solução a partir de corpos de minérios através do fluxo das águas subterrâneas são controladas pelos princípios introduzidos no Capítulo 3 e discutidos no Capítulo 7. Os processos de difusão, dispersão e retardamento que acompanham o transporte pelo sistema de águas subterrâneas são idênticos àqueles descritos no Capítulo 9 em relação à contaminação das águas subterrâneas. Talvez, a sugestão mais direta para a aplicação da teoria do fluxo de água subterrânea na exploração geoquímica seja a de R. E. Williams (1970). Nela, ele sugere que a amostragem hidroquímica inicial seja confinada a áreas de descarga de sistemas de fluxo regional. Uma vez localizada uma anomalia geoquímica, os caminhos de fluxo da água subterrânea que o conduzem serão determinados pelo mapeamento hidrogeológico de campo e pelos métodos de modelagem matemática introduzidos no Capítulo 6.

Leituras Sugeridas

CLAYTON, L., & S. R. MORAN. 1974. A glacial process-form model. Glacial Geomorphology, ed. D. R. Coates. State University of New York, Binghamton, N.Y., pp. 89–119.

DONALDSON, I. G. 1962. Temperature gradients in the upper layers of the earth’s crust due to convective water flows. J. Geophys. Res., 67, pp. 3449–3459.

HUBBERT, M. K. 1954. Entrapment of petroleum under hyrodynamic conditions. Bull. Amer. Assoc. Petrol. Geol., 37, pp. 1954–2026.

HUBBERT, M. K., & W. W. RUBEY. 1959. Role of fluid pressures in mechanics of overthrust faulting: I. Mechanics of fluid-filled porous solids & its application to overthrust faulting. Bull. Geol. Soc. Amer., 70, pp. 115–166.

THRAIKILL, J. 1968. Chemical & hydrologic factors in the excavation of limestone caves. Bull. Geol. Soc. Amer., 79, pp. 19–46.

WHITE, D. E. 1968. Environments of generation of some base-metal ore deposits. Econ. Geol., 63, pp. 301–335.