4.1 Litologia, Estratigrafia e Estrutura
A natureza e distribuição de aquíferos e aquitardes em um sistema geológico são controladas pela litologia, estratigrafia e estrutura dos depósitos geológicos e suas formações. A litologia é a composição física, incluindo a composição mineralógica, tamanho e empacotamento dos grãos, dos sedimentos ou das rochas que compõem o sistema geológico. A estratigrafia descreve as relações geométrica e temporal entre as diversas lentes, camadas e formações nos sistemas geológicos de origem sedimentar. Feições estruturais tais como clivagens, fraturas, dobras e falhas são as propriedades geométricas dos sistemas geológicos produzidas por deformação após deposição ou cristalização. Em depósitos inconsolidados, a litologia e estratigrafia constituem os controles estruturais mais importantes. Na maioria das regiões, o conhecimento da litologia, estratigrafia e estrutura conduz diretamente à compreensão da distribuição dos aquíferos e aquitardes.
Situações em que a estratigrafia e a estrutura controlam a ocorrência de aquíferos e aquitardes estão ilustradas na Figura 4.1. Nos estados das Grandes Planícies e no oeste do Canadá há muitas ocorrências de arenitos do Cretáceo ou do Paleozoico deformados ao longo das montanhas rochosas ou ao longo de intrusões ígneas, como em Black Hills. Os arenitos permeáveis são aquíferos artesianos regionais [Figura 4.1 (a)] alimentados por recarga nas áreas de afloramento e por fluxos através de camadas argilosas confinantes. Nas bacias intramontanas, no oeste dos Estados Unidos, aquíferos de areia e cascalho permeáveis são formados em leques aluviais intercalados com camadas de silte e argila depositados em lagos desérticos [Figura 4.1 (b)]. A água recarrega os aquíferos ao longo das montanhas. Condições de confinamento se desenvolvem à medida que os aquíferos ocorrem em direção à planície da bacia. No Saara, região da África, as camadas permeáveis pouco deformadas formam aquíferos regionais que recebem água através da região frontal de montanhas distantes e por fluxos verticais. As ocorrências de água superficial são controladas por falhas ou dobras, ou onde a superfície desértica é erodida perto do topo dos aquíferos [Figura 4.1 (c)].
Desconformidades são características estratigráficas de especial importância em hidrogeologia. Uma desconformidade é uma superfície que representa a duração de um intervalo de tempo em que a deposição foi desprezível ou inexistente, ou mais comumente, durante o tempo em que a superfície das rochas existentes foram degradadas, erodidas ou fraturadas. Muitas vezes, as rochas subjacentes foram deformadas ou inclinadas antes da deposição de novos materiais sobre a desconformidade. Aquíferos são comumente associados com desconformidades, tanto em zonas alteradas ou fraturadas logo abaixo de superfícies erosionais, ou em zonas permeáveis de sedimentos grosseiros depositados acima da superfície erosional, quando o sistema iniciou uma nova era de acresção. Em muitas das partes tectonicamente estáveis do interior da América do Norte, onde rochas sedimentares sub-horizontais ocorrem sob a sobrecarga natural, a ocorrência de desconformidades é a chave para a distribuição dos aquíferos e aquitardes e da qualidade da água entre eles.
Em terrenos que foram deformados por meio de dobramento ou falhamentos, pode ser difícil discernir os aquíferos por causa da complexidade geológica. Nestas situações, o fator principal nas investigações de águas subterrâneas é, geralmente, a análise estrutural do contexto geológico em escala grande.
4.2 Depósitos Fluviais
Depósitos inconsolidados são compostos por partículas de cascalho, areia, silte ou partículas na granulometria de argila que não são fixados ou consolidados através da cimentação mineral, por pressão ou por alteração termal dos grãos. Depósitos fluviais são materiais depositados por processos físicos nos canais dos rios ou em planícies de inundação. Os materiais são também conhecidos como depósitos aluviais. Esta seção enfatiza os materiais fluviais depositados em ambientes não glaciais. Os depósitos formados pelo derretimento de rios congelados serão discutidos na Seção 4.4.
Materiais fluviais ocorrem em quase todas as regiões. Em diversas áreas, os aquíferos de origem fluvial são importantes fontes de abastecimento de água. A Figura 4.2 ilustra a morfologia e variações nos depósitos formados por rios entrelaçados e canais meandrantes. Devido à mudança na posição dos canais dos rios e alteração constante nas velocidades de deposição, os depósitos em rios possuem variabilidade textural característica do local, o que ocasiona muita heterogeneidade na distribuição das propriedades hidráulicas. Rios entrelaçados, geralmente, ocorrem em locais onde o sedimento disponível para o transporte possui areia grossa ou cascalho e onde velocidades de transporte são altas devido à topografia regional de encostas íngremes. As mudanças na configuração dos canais, dos cursos dos rios e a variação da velocidade podem resultar em extensos depósitos de camadas de areia e cascalho com pequenas zonas de sedimentos siltosos ou argilosos preenchendo os canais abandonados. Rios meandrantes e os seus ambientes de planície de inundação também possuem depósitos com granulometria de fração grossa e fina. As abundâncias relativas e as relações estratigráficas dos sedimentos, no entanto, são geralmente muito diferentes dos depósitos de rios entrelaçados. Depósitos com canais preenchidos com material siltoso ou argiloso são mais abundantes do que em depósitos de rios entrelaçados. Areia em estratificações cruzadas geralmente com grãos finos ou médio com composição variável de silte e argila, é depositada nos diques e planícies aluviais. Areia de granulometria mais grossa e cascalho geralmente se formam ao longo de barras em diversos pontos. Os depósitos de cascalho se desenvolvem como canais residuais de fundo. A abundância relativa dos vários depósitos formados em rios meandrantes e em suas planícies de inundação é muito influenciada pela natureza dos sedimentos fornecidos ao rio a partir da bacia hidrográfica. Devido à variabilidade das fontes e do fluxo de sedimentos, a delimitação de zonas aquíferas nestes depósitos utilizando-se dados de sondagem é uma tarefa difícil que, muitas vezes, envolve muita especulação.
Um grande número de testes de condutividade hidráulica, tanto no campo quanto no laboratório, foi realizado em depósitos fluviais. Os resultados dos testes de permeabilidade em amostras de testemunhos indicam variações dentro das zonas permeáveis de mais de 2 ou 3 ordens de grandeza. Essas variações refletem a diferença nas distribuições granulométricas em camadas individuais dentro do corpo do depósito.
Quando as propriedades médias de grandes volumes são consideradas, a característica de acamamento dos depósitos fluviais confere uma forte anisotropia ao sistema. Em uma escala reduzida representada por amostras de testemunhos testados no laboratório, a anisotropia de permeabilidade está presente, mas não como uma característica marcante. Johnson & Morris (1962) relatam sobre as condutividades hidráulicas verticais e horizontais de 61 amostras de laboratório, de sedimentos fluviais e lacustres do Vale São Joaquim, Califórnia. 46 amostras apresentaram maior condutividade hidráulica horizontal do que vertical, sendo que 11 das amostras foram isotrópicas e apenas 4 apresentaram maior condutividade vertical. As condutividades horizontais apresentaram valores entre 2 e 10 vezes maiores que os valores verticais.
4.3 Depósitos Eólicos
Materiais que são transportados e depositados pelo vento são conhecidos como depósitos eólicos. Depósitos eólicos consistem em areia ou silte. Dunas de areia formam-se ao longo de costas e em áreas interiores onde as precipitações pluviais são esparsas e a areia superficial está disponível para transporte e deposição. A areia eólica inconsolidada é caracterizada pela ausência das frações argilosas e siltosas, por possuir textura uniforme com granulometria variando de fina a média e por conter grãos arredondados. Essas areias são moderadamente permeáveis (10–4 – 10–6 m/s) e formam aquíferos em áreas onde ocorrem espessuras saturadas consideráveis. Suas porosidades estão entre 30 e 45%. Em comparação com depósitos aluviais, areias eólicas são bastante homogêneas e tão isotrópicas quanto qualquer outra ocorrência de depósito natural. A ação de seleção do vento tende a produzir depósitos que são uniformes em uma escala local e, em alguns casos, muito uniformes em grandes áreas.
Os mais extensos depósitos eólicos inconsolidados na América do Norte são depósitos geralmente de silte, conhecidos como loesse. Loesse ocorre em superfície ou em subsuperfície rasa em amplas áreas na região do Centro-Oeste e das Grandes Planícies da América do Norte. O loesse foi depositado durante o Pleistoceno e pós-Pleistoceno como resultado da atividade de vento que provocou nuvens de silte que se espalharam pela paisagem. Devido às pequenas quantidades de argila e cimento de carbonato de cálcio, que estão quase sempre presentes, o loesse é leve a moderadamente coeso. A porosidade do loesse normalmente está entre 40 e 50%. A condutividade hidráulica do loesse varia de 10–5 m/s, em fração grossa, a 10–7 m/s, em loesse limpo; ou valores inferiores, em loesse de fração fina ou moderadamente argilosa, que não possui permeabilidade secundária.
Fraturas, dutos radiculares e tocas feitas por animais geralmente produzem permeabilidade secundária na direção vertical que pode exceder em muito a permeabilidade primária. Como um resultado de repetidos episódios de movimentos de silte na atmosfera, solos soterrados são comuns em loesse. Zonas de porosidade secundária são frequentemente associadas com esses solos. Em algumas áreas de loesse, a permeabilidade suficiente ocorre em profundidade para abastecimento rural ou doméstico. Os principais aquíferos, no entanto, não ocorrem em loesse. Em algumas situações, coberturas de loesse atuam como aquitardes sobrepostos aos principais aquíferos. Para maiores informações sobre a ocorrência e propriedades hidráulicas de loesse, o leitor pode obter maior detalhamento em Gibbs & Holland (1960) e McGary & Lambert (1962).
4.4 Depósitos Glaciais
De particular importância hidrogeológica, na parte norte dos Estados Unidos da América, no Canadá e na Europa, existem depósitos formados por geleiras continentais ou associados a elas. Os depósitos incluem till glacial, sedimentos glaciofluviais e sedimentos glaciolacustres. Em lagos com água de degelo que existiram durante o Pleistoceno, depósitos de silte e argila glaciolacustres foram formados ao longo da costa. Estes depósitos formam alguns dos mais extensos e rasos aquitardes da América do Norte. Os depósitos de areia e cascalho formados próximos à costa e nas praias são aquíferos em algumas áreas. Em comparação aos aquíferos de origem glaciofluvial, esses aquíferos de origem glaciolacustre são geralmente de menor importância.
O till glacial é o material que foi depositado de forma mais abundante na superfície terrestre durante o Pleistoceno. Na região do Escudo Pré-Cambriano, o till é geralmente arenoso, com quantidades variáveis de silte e pouca argila. O till arenoso forma aquíferos locais em algumas áreas. Nas regiões de rochas sedimentares na América do Norte, a erosão glacial produziu till que geralmente possui quantidade considerável de silte e argila e, portanto, baixa permeabilidade. Camadas de till desse tipo são aquitardes.
A Figura 4.3 é um diagrama esquemático da ocorrência de aquíferos e aquitardes no Centro-Oeste e na região de Grande Planícies da América do Norte. A maioria dos aquíferos nessas regiões é composta por areia e cascalho glaciofluviais confinados por depósitos de till ou de silte, ou de argila glaciolacustres. Os aquíferos ocorrem como extensas coberturas ou como depósitos de canais em superfície ou em vales soterrados. Os depósitos de areia e cascalho em vales soterrados formam aquíferos que, geralmente, possuem dezenas de quilômetros de extensão e vários quilômetros de largura. Os maiores vales soterrados possuem dezenas de quilômetros de largura. Em muitos casos, não existem indicações em superfície da presença de aquíferos de nesses vales. A espessura da sobreposição de till, frequentemente, é de algumas dezenas de metros ou menos, entretanto, ocasionalmente, pode estar na ordem de centenas de metros de espessura.
Muitos dos rios de água de degelo que formaram depósitos aquíferos eam entrelaçados, conforme mostrado na Figura 4.2 (a); outros fluíam em canais profundos ou vales erodidos em terrenos glaciais ou em substrato rochoso sedimentar. Exemplos de aquíferos originados em vales e que se apresentam como depósitos cobertos estão incluídos na Figura 4.3.
Além dos tipos clássicos de depósitos de água de degelo formados por rios de águas de degelo que fluem além da margem de geleiras, muitas áreas glaciais possuem depósitos de areia e cascalho que foram formados no topo de massas de gelo estagnado durante episódios de recuo glacial. Esses depósitos são conhecidos como outwash de colapso, outwash de gelo estagnado ou depósitos frontais de geleira. Um exemplo desse tipo de depósito está ilustrado na Figura 4.4. Os aquíferos constituídos de areia e cascalho dessa origem ocorrem na superfície ou soterrados sob depósitos de till depositados durante períodos de avanço da geleira.
Till glacial de granulometria fina e depósitos de silte e argila glaciolacustres, ambos densos, são os aquitardes mais comuns na maior parte da porção norte dos Estados Unidos da América e na porção mais ao sul do Canadá. Estes depósitos possuem condutividade hidráulica intergranular muito baixa, com valores tipicamente entre 10–10 e 10–12 m/s. Com um gradiente hidráulico de 0,5, que é próximo ao limite superior dos gradientes observados nesses aquitardes, e condutividade hidráulica de 10–11 m/s, aproximadamente 10.000 anos seriam necessários para a água fluir através de uma camada sem fraturas de 10 metros de espessura desse material. Extensos depósitos de till argiloso ou argila glaciolacustre podem isolar aquíferos soterrados de regiões de fluxo da água subterrânea próxima à superfície.
Na região das Grandes Planícies, em partes do Centro-Oeste Americano e ao sul de Ontário, tem sido observado que, em alguns locais, depósitos de till argiloso ou siltoso e argilito glaciolacustre possuem redes de fraturas capilares. Por vezes, essas feições são referidas como fissuras ou juntas. As fraturas são, predominantemente, verticais ou próximas da vertical. A distância entre as fraturas varia de alguns centímetros à muitos metros. Preenchimentos de calcita e gipsita são comuns. A matriz do solo adjacente às fraturas é, geralmente, distinguida por uma mudança de coloração causada por diferentes graus de oxidação ou redução. Em algumas áreas, finas radículas são observadas ao longo das fraturas até profundidades entre 5 e 10 metros abaixo da superfície. Em alguns casos, as fraturas atravessam sucessivas camadas de till e argilitos. Em outros casos, são restritas a camadas individuais.
Em muitas áreas, as fraturas ampliam a capacidade de fluxo para a água subterrânea. A condutividade hidráulica de tilito e argilito fraturados determinada por ensaios de campo é geralmente 1 a 3 ordens de magnitude maior que os valores de condutividade hidráulica intergranular determinados por ensaios laboratoriais em amostras não fraturadas. Como resultado do aumento das tensões laterais causado pela sobrecarga, a condutividade hidráulica de tilito e argilito fraturados diminui com o aumento da profundidade, mas devido a rigidez de muitos destes materiais, as fraturas podem gerar permeabilidade secundária significativa em profundidades de centenas de metros.
Em áreas de till glacial e argilitos glaciolacustre, zonas muito fraturadas são comuns em vários metros abaixo da superfície. Fraturas rasas são causadas, primeiramente, por mudanças de tensão resultantes de ciclos de molhagem/secagem e congelamento/descongelamento. Aberturas formadas por raízes também geram permeabilidade secundária. A origem das redes de fraturas em grandes profundidades é mais problemática. Mecanismos como a liberação de tensão relacionados à descarga glacial e soerguimento crustal e alterações de volume devidas aos processos geoquímicos, como troca catiônica, têm sido sugeridos por vários pesquisadores. Para discussões mais detalhadas sobre a natureza e o significado hidrogeológico de fraturas em tilitos e argilitos glaciolacustre, o leitor pode obter maior detalhamento em Williams & Farvolden (1969), Rowe (1972), Grisak & Cherry (1975) e Grisak et al. (1976).
4.5 Rochas Sedimentares
Arenitos
Cerca de 25% das rochas sedimentares do planeta são arenitos. Em muitos países, os estratos de arenito formam aquíferos regionais que possuem vasta quantidade de água potável. Corpos de arenitos de principal significância hidrogeológica devem sua origem a vários ambientes deposicionais, incluindo ambientes de planícies de inundação, linha de costa marinha, deltaico, eólico e de corrente turbidítica. O conhecimento da distribuição de permeabilidade em arenitos pode ser melhor adquirido por meio de uma estrutura interpretativa que se baseie em uma compreensão de ambientes deposicionais em que os corpos arenosos foram formados. Nesse sentido, é necessário um conhecimento de sedimentologia. A monografia de Blatt et al. (1972) fornece uma discussão compreensiva sobre a origem e características do arenito.
Areias inconsolidadas possuem porosidade entre 30 e 50%. Arenitos, no entanto, comumente possuem porosidades menores devido à compactação e ao material de cimentação entre os grãos. Em casos extremos, a porosidade é menor que 1% e as condutividades hidráulicas se aproximam daquelas encontradas em siltitos não fraturados e xistos (ou seja, menor que 10–10 m/s). Os materiais de cimentação mais comuns são quartzo, calcita e argilominerais. Esses minerais são formados a partir de precipitação ou alteração mineral durante a percolação de água subterrânea através da areia. A compactação é importante em grande profundidade, onde temperatura e pressão são elevadas. Em estudos realizados por Chilingar (1963), Maxwell (1964) e Atwater (1966) mostram que a porosidade do arenito decresce sistematicamente com o aumento da profundidade. Nos reservatórios de petróleo de Louisiana, Atwater constatou que o decréscimo varia cerca de 1,3% para cada aumento de 300 metros na profundidade do soterramento. Chilingar (1963) mostrou que, quando a areia e o arenito são agrupados de acordo com as categorias granulométricas, existem tendências bem definidas no aumento da permeabilidade com o aumento da porosidade (Figura 4.5). Um aumento na porcentagem da porosidade corresponde a um acréscimo acentuado na permeabilidade.
Testes de permeabilidade em amostras de estratos de arenito indicam que a condutividade pode variar, localmente, até 10–100 vezes nas zonas que parecem ser, com base em inspeção visual, relativamente homogêneas. A Figura 4.6 é uma ilustração esquemática de um perfil de condutividade hidráulica vertical através de um arenito relativamente homogêneo. As variações de condutividade refletem pequenas alterações nas condições de deposição que existiam quando a areia foi depositada.
Davis (1969) sugere que a presença de estratificação em pequena escala no arenito permite que a permeabilidade de amostras muito grandes seja considerada uniformemente anisotrópica. Ele indica que o efeito grosseiro da estratificação de permeabilidade é que a permeabilidade vertical efetiva de grandes massas de arenito pode ser baixa mesmo em zonas onde a permeabilidade horizontal é bastante alta. Davis afirma que o conhecimento sobre a anisotropia em pequena escala do arenito é bastante incompleto, mas é, no entanto, muito melhor fundado do que a nossa compreensão da anisotropia total de grandes volumes. Com base em medidas de condutividade hidráulica de um grande número de amostras, Piersol et al. (1940) observaram uma proporção média de condutividade horizontal a vertical de 1,5. Apenas 12% das amostras apresentaram proporções acima de 3,0.
À medida que as areias se tornam mais cimentadas e compactadas (isto é, mais litificadas), a contribuição das fraturas para a permeabilidade do material aumenta. A tendência de grandes valores de permeabilidade ocorrer na direção horizontal é substituída por uma preferência de ter maior permeabilidade de fratura na direção vertical. A natureza da anisotropia no meio fraturado pode refletir uma história geológica complexa envolvendo muitos ciclos de tensões.
Rochas Carbonáticas
As rochas carbonatadas, na forma de calcário e dolomito, consistem principalmente de minerais calcita e dolomita, com quantidades muito pequenas de argila. Alguns autores referem-se à rocha dolomítica como calcário dolomítico. Neste texto, dolomita é usada para denotar tanto o mineral quanto a rocha. Quase toda a dolomita é de origem secundária, formada por alteração geoquímica da calcita. Esta transformação mineralógica causa um aumento na porosidade e permeabilidade porque a estrutura cristalina da dolomita ocupa cerca de 13% menos espaço do que a da calcita. As rochas carbonatadas geologicamente jovens têm comumente porosidades que variam de 20% para calcário grosseiro a 50% para blocos de calcário pouco endurecido (Davis, 1969). Com o aumento na profundidade da escavação, a matriz de minerais de carbonato macio é normalmente comprimida e recristalizada em uma massa de rocha mais densa, menos porosa. A permeabilidade primária do calcário e da dolomita não-fraturados é comumente inferior a 10–7 m/s a temperaturas próxima da superfície. As rochas carbonatadas com permeabilidade primária desta magnitude podem ser importantes na produção de petróleo, mas não são fontes significativas de abastecimento de água subterrânea.
Muitos estratos de carbonato têm considerável permeabilidade secundária como resultado de fraturas ou aberturas ao longo de planos de acamamento. Aberturas secundárias em rochas carbonatadas causadas por mudanças nas condições de tensões podem ser ampliadas como resultado da dissolução da calcita ou da dolomita devido a circulação de água subterrânea. Para que a água provoque o aumento da rede da permeabilidade, ela deve ser insaturada no que diz respeito a estes minerais. A origem das aberturas por dissolução em rocha carbonatada é descrita no Capítulo 11.
Observações em pedreiras e outras escavações em rochas carbonáticas planas indicam que as aberturas por dissoluções ao longo das juntas verticais geralmente são amplamente espaçadas. As aberturas ao longo dos planos de acamamento são mais importantes do ponto de vista da produtividade de água dos poços (Walker, 1956; Johnston, 1962). Em rochas carbonáticas semi-horizontais com fraturas verticais regulares e plano de acamamento horizontal, há geralmente uma maior probabilidade para poços interceptarem aberturas horizontais do que fraturas verticais. Isso pode ser observado na Figura 4.7. Nas rochas carbonatadas fraturadas podem existir em estreita proximidade tanto poços bem sucedidos quanto poços secos, dependendo apenas da frequência de fraturas no poço. Sazonalmente, os níveis de água em poços rasos podem variar muito devido à porosidade total das fraturas nos poços geralmente ser baixa.
Em algumas rochas carbonatadas, fraturas verticais concentradas podem designar lineamentos caracterizando zonas de alta permeabilidade. A Figura 4.8 ilustra uma situação em que as interseções de fratura e os lineamentos se refletem na morfologia da superfície terrestre. As zonas em que as fraturas são concentradas são as zonas com fluxo mais rápido das águas subterrâneas. A dissolução pode fazer com que a permeabilidade dessas zonas aumente. Estudos intensivos de lineamentos em rochas carbonatadas realizado por Parizek e seus colaboradores demonstraram que a probabilidade de obter poços bem-sucedidos é muito maior se os locais de perfuração estiverem localizados ao longo dos lineamentos ou em suas interseções (Lattman & Parizek, 1964; Parizek & Drew, 1966). Em algumas áreas, no entanto, espessuras excessivas de cobertura no terreno impedem o reconhecimento de lineamentos na rocha e, desta forma, a busca de locais favoráveis para perfuração não é viável.
Em áreas de rochas carbonatadas dobradas, as zonas de concentração de fratura e de alargamento destas por dissolução são comumente associadas às cristas dos anticlinais e, em menor grau, às depressões sinclinais (Figura 4.9). Em situações onde a recarga pode ocorrer direta e rapidamente, o alargamento das fraturas por dissolução tem uma grande influência. Na situação ilustrada na Figura 4.9, a água que se infiltra na rocha carbonatada fraturada sob a aluvião causará o aumento de dissolução se a aluvião estiver desprovida de minerais carbonáticos. Se a aluvião tem um conteúdo significativo de minerais carbonáticos, a água subterrânea normalmente se torna saturada em relação à calcita e dolomita antes de atingir as zonas fraturadas na rocha carbonática. Em rochas carbonáticas fraturadas em que a canalização por dissolução foi ativa no passado geológico, podem se formar cavernas ou grandes túneis, fazendo com que a permeabilidade local seja quase infinita em comparação com outras partes da mesma formação.
Carvão
Camadas de carvão são ocorrências comuns dentro das sequências de rochas sedimentares formadas em planície de inundação ou em ambientes deltaicos. Em grande parte do interior da América do Norte, particularmente em partes da Dakota do Norte, Montana, Wyoming, Saskatchewan e Alberta, as camadas de carvão, lignitos friáveis, formam importantes aquíferos. Os estratos de carvão, que são de idade Terciária ou Cretácea, têm geralmente menos de 10–20 metros de espessura e muitos têm apenas um metro ou dois de espessura. Esses aquíferos comumente são uma fonte de abastecimento de água para fazendas e pequenas cidades nestas regiões.
Apesar de sua importância, pouco se sabe sobre as propriedades hidrogeológicas de aquíferos em carvão. Investigações da condutividade hidráulica em camadas superficiais de lignitos por Van Voast & Hedges (1975) e Moran et al. (1976) indicam valores geralmente na ordem de 10–6 – 10–4 m/s, com valores decrescentes em profundidades superiores a 50–100 metros. Abaixo de cerca de 100 m, os estratos de carvão raramente são capazes de fornecer água com vazões adequadas para o abastecimento. A maior parte da condutividade hidráulica em carvão pode ser atribuída às juntas e aberturas ao longo dos planos de acamamento. A porosidade oriunda da grande quantidade de fraturas geralmente representa uma pequena fração de ~1%.
O papel hidrogeológico do carvão em regiões das Grandes Planícies recentemente tornou-se foco de interesse devido ao rápido aumento de áreas mineráveis nesta região. Os aquíferos de carvão próximos da superfície são drenados à medida que os avanços da mineração prosseguem em algumas áreas. As camadas de carvão mais profundas podem servir como fontes alternativas de abastecimento de água. A maioria das camadas de carvão são limitadas na base e topo por camadas de silte ou argila que atuam como aquitardes regionais. Menos comum, as camadas de carvão ocorrem acima ou abaixo de arenitos oriundos de planície de inundação. Quando a camada de carvão e de arenito ocorrem juntas geralmente funcionam como um único sistema aquífero.
Folhelho
As camadas de folhelho constituem os aquitardes mais espessos e extensos na maior parte das bacias sedimentares. O folhelho tem sua origem nas lamas depositadas nos fundos dos oceanos, em áreas de águas calmas, ou em ambientes de inundação em amplas planícies aluviais. Processos diagenéticos relacionados à compactação e à atividade tectônica convertem a argila em folhelho. A lama, a partir da qual o folhelho é formado, pode ter porosidades tão altas quanto a 70–80% antes do soterramento. Contudo, após a compactação, o folhelho tem, geralmente, uma porosidade primária inferior a 20% e, em alguns casos, inferior a 5%. Em áreas aflorantes o folhelho é geralmente friável, fraturado e, muitas vezes, bastante permeável. No entanto, em profundidade, o folhelho é geralmente mais maleável, as fraturas são muito menos frequentes e a permeabilidade é geralmente muito baixa. Algumas camadas de folhelho são bastante plásticas e as fraturas são insignificantes.
Valores de condutividade hidráulica obtidos em laboratório em amostras de folhelho (Peterson, 1954, Young et al., 1964, Davis, 1969, Moran et al., 1976) raramente apresentam resultados maiores do que 10–9 m/s e comumente estão na ordem de 10–12 – 10–10 m/s. A partir da relação de Darcy fica evidente que, mesmo sob fortes gradientes hidráulicos, as águas subterrâneas em folhelhos não fraturados não podem se mover a taxas maiores do que poucos centímetros por século. Esta taxa é pouca significativa em uma escala de tempo humana, mas em uma escala de tempo geológico, o fluxo de água subterrânea em folhelhos pode ser um componente significativo no balanço hídrico de aquíferos regionais, confinados pelos folhelhos. Em algumas centenas de metros da superfície do solo, as fraturas em folhelhos podem se tornar importantes componentes da porosidade secundária e permeabilidade. Mesmo em situações onde exista um espaçamento relativamente grande entre os lineamentos das fraturas, a baixa porosidade secundária desenvolvida (talvez tão baixa quanto 10–4 – 10–5 m/s) pode produzir permeabilidade secundária em magnitudes que excedem a permeabilidade primária.
4.6 Rochas Ígneas e Metamórficas
Em amostras intactas de rochas metamórficas e de rochas ígneas plutônicas, não fraturadas, as porosidades são raramente superiores a 2%. Os vazios intercristalinos que compõem a porosidade são insignificantes e, muitas vezes, não estão interligados. Devido aos poros possuirem um tamanho reduzido e ao seu baixo grau de interconectividade, a permeabilidade primária destas rochas é extremamente baixa. Medições em rochas metamórficas (metassedimentos) intactas do distrito de Marquette Mining (Michigan) indicaram valores de permeabilidade primária na ordem de 0,00019 milidarcy (10–11 – 10–13 m/s), expresso como condutividade hidráulica em temperatura ambiente para quartzito, micaxisto, cherte, ardósia e grauvacas (Stuart et al., 1954). Medições de permeabilidade de granitos em poços onde geralmente não tem fraturas, obtiveram valores na ordem de 10–3 milidarcy (10–11 m/s). Permeabilidades desta magnitude indicam que estas rochas são impermeáveis no contexto da maioria dos problemas com água subterrânea.
Em terrenos compostos por rochas ígneas plutônicas e rochas metamórficas cristalinas, a permeabilidade por fraturas geralmente ocorre dentro de dezenas de metros e, em alguns casos, a poucas centenas de metros da superfície. As fraturas são causadas por mudanças nas condições de estresse que ocorreram durante vários episódios na história geológica das rochas. As larguras de abertura das fraturas são geralmente inferiores a 1 mm. Uma vez que a descarga de água subterrânea é proporcional à abertura das fraturas elevada uma potência de aproximadamente 3 [Eq. (2.86)], as diferenças de permeabilidade entre rochas com fraturas na ordem de décimos de milímetro e outras ordem de milímetros são enormes.
Tolman (1937) e Davis (1969) chamam a atenção para o fato de que, em alguns casos, a dissolução de rochas silicosas pode causar aumentos significativos na largura da abertura das fraturas. Davis apresentou um exemplo hipotético em que a água de recarga passando através dos 10 metros superiores de um quartzito removeria sílica suficiente para alargar suas fraturas em 0,38 mm em 100.000 anos. Este alargamento pode ser muito significativo em termos do fluxo de fluidos. Davis indica que diversos fatores reduzem ou impedem a tendência para a rápida abertura das fraturas de rochas cristalinas por dissolução. À medida que a água subterrânea flui ela também se satura em sílica antes de entrar nas fraturas das rochas, pois normalmente assimila grandes quantidades de sílica dissolvida. Consequentemente, a dissolução é relativamente pouco agressiva aos minerais silicáticos ao longo das faces das fraturas. Diferentemente do que ocorre na maioria das rochas carbonáticas, as rochas ricas em sílica têm resíduos insolúveis na forma de óxidos de ferro e alumínio que tendem a obstruir as pequenas fraturas depois que o processo de intemperismo é iniciado.
Uma das características mais típicas da permeabilidade das rochas cristalinas é a tendência geral à sua diminuição com a profundidade. Os resultados (Figura 4.10) de um estudo numa área de rochas cristalinas na Carolina do Norte (granito, gabro, gnaisse e xisto), feito por LeGrand (1954), são uma expressão quantitativa da tendência que os perfuradores de poços observam de forma mais qualitativa em muitas regiões de rochas cristalinas. As relações quantitativas entre a profundidade e a produtividade do poço também foram estabelecidas por Summers (1972) para uma área de rochas pré-cambrianas em Wisconsin. As rochas cristalinas fraturadas são menos permeáveis em maiores profundidades porque, ao longo do tempo geológico, as variações de tensão que causam as fraturas são maiores e ocorrem com mais frequência próximas à superfície. As fraturas tendem a se fechar em profundidade devido às tensões verticais e laterais impostas por sobrecargas do soterramento e por tensões horizontais de fechamento de origem tectônica. As rochas mantêm grande parte de seu caráter friável até a profundidades de vários quilômetros. A permeabilidade por fraturas pode, portanto, existir a uma grande profundidade. Uma evidência notável desse fato provém de túneis e de minas a profundidades de 1 km ou mais, onde a água flui ativamente nos shafts e túneis de exploração. Em rochas cristalinas as minas secas são a exceção e não a regra.
Em granitos, a ocorrência de fraturas sub-horizontais paralelas à superfície foi atribuída à remoção da sobrecarga pela erosão, segundo LeGrand (1949). Em uma área na Geórgia, estudada por LeGrand, estas fraturas sub-horizontais representam importante fonte de suprimento de água a pouca profundidade. Com aumento da profundidade, as fraturas deste tipo diminuem rapidamente tanto em frequência quanto em largura das fendas. Provavelmente representam contribuições irrelevantes à permeabilidade em profundidades superiores de 100 m (Davis & De Wiest, 1966).
Como muitas fraturas devem sua origem a tensões próximas à superfície e relacionadas direta ou indiretamente às condições topográficas, não é surpresa que em muitas áreas de rocha cristalina a frequência de poços e suas produtividades estejam relacionadas com a topografia. Os resultados do estudo de LeGrand (1954) podem ser novamente utilizados como uma ilustração quantitativa das relações poços-produtividades, desta vez, relacionando também com as feições topográficas. A Figura 4.11 indica que as produtividades dos poços em rocha cristalina da área de estudo da Carolina do Norte são mais altas em vales e em largas depressões, e mais baixas nos entornos de cristas de morro. As produtividades em áreas planas (planaltos) e áreas de baixa declividade (encostas) estão entre os valores extremos. Em muitos lugares, vales e depressões se desenvolvem ao longo de zonas de falhas. A tendência para zonas de falhas terem maiores permeabilidades é o fator elementar da relação poço-produtividade.
As rochas vulcânicas formam-se como resultado da solidificação do magma em superfície ou próximo dela. No sentido hidrogeológico, essas rochas cristalinas geralmente se diferem da maioria porque possuem diferentes características primárias de geração da permeabilidade dentro da rocha. Davis (1969), em uma excelente descrição sobre permeabilidade e porosidade das rochas vulcânicas, adverte que essas características estão relacionadas com a história das rochas.
Quando o magma extrude para a superfície e flui em forma de lava, as rochas que se formam por resfriamento são geralmente muito permeáveis. Na superfície, o rápido resfriamento e o escape de gases causam resfriamento das juntas e espaços porosos semelhantes a bolhas. Quando a lava está em movimento, uma crosta se forma no topo de sua superfície durante o resfriamento. Fluxo da lava sob a crosta resfriada faz com que ela se torne fraturada, produzindo uma massa de blocos de rocha que é comumente empurrado para debaixo das bordas dianteiras do fluxo de lava. O resultado final é uma massa sólida que, em muitos lugares, apresentam zonas com fragmentos mais grossos acima e abaixo de rochas mais densas (Davis, 1969).
Cascalhos depositados por correntes em paisagem de lava são depois cobertos por novos fluxos de lava. As massas rochosas em blocos e as intercalações de cascalhos associados produzem uma permeabilidade total que é muito elevada na maioria dos basaltos jovens. Outras causas da alta permeabilidade em basaltos jovens são escapes de gás, tubos de lava e moldes de árvores. Alteração por soterramento profundo ou pelo influxo de fluidos de cimentação durante o tempo geológico faz diminuir a permeabilidade.
Em larga escala, a permeabilidade do basalto é muito anisotrópica. Os centros de fluxos de lava são geralmente impermeáveis. Solos enterrados que produzem alta permeabilidade se desenvolvem no topo dos fluxos de lava arrefecidos. Os depósitos de correntes de lavas ocorrem entre os fluxos. As zonas de blocos de cascalhos geralmente ocorrem paralelamente à direção do fluxo. A direção da maior permeabilidade é, portanto, geralmente paralela à direção do fluxo. Davis indica que dentro do fluxo a permeabilidade é normalmente maior na direção do mergulho original mais íngreme dos fluxos. Isso é ilustrado esquematicamente na Figura 4.12 que indica a orientação e a magnitude relativa da permeabilidade total das rochas basálticas jovens. Em algumas situações, contudo, a orientação dos eixos principais pode não ser elíptica.
Uma das maiores acumulações de rocha basáltica do mundo está localizada na parte noroeste dos Estados Unidos na região conhecida como Planalto do Rio Columbia. Durante o Mioceno e Plioceno, volumes enormes de magma extravasaram por fissuras e espalharam-se em ampla superfície sobre áreas estimadas em cerca de vários milhões de quilômetros quadrados. Consequentemente, grande parte do magma tinha um baixo teor de gás. O basalto nesta região é geralmente bastante denso, com apenas zonas limitadas de basalto vesicular. Extensivos sedimentos fluviais ocorreram entre muitos fluxos de basalto. A espessura total média da sequência de basalto sobre o Planalto do Rio Columbia é de cerca de 550 metros.
Estudos em perfuração de poços na parte inferior da sequência de basalto em um local na região sudeste do Estado de Washington produziram dados de condutividade hidráulica, transmissividade e porosidade (Atlantic-Richfield Hanford Company, 1976), resumidos na Tabela 4.1. Os depósitos fluviais intercalados e as zonas de basaltos que são vesiculares, fraturadas, intemperizadas ou brechadas são aquíferos nos quais ocorre fluxo regional predominantemente horizontal. As zonas de basalto denso têm baixa condutividade hidráulica e porosidade efetiva, mas são, no entanto, geralmente capazes de transmitir água consideravelmente. Algumas zonas de basalto denso, não fraturado têm condutividade hidráulica muito baixa e provavelmente agem como aquitardes regionais.
| Condutividade hidráulica (m/s) | Porosidade (%) | |
| Basalto denso | 10–11–10–8 | 0,1–1 |
| Basalto vesicular | 10–9–10–8 | 5 |
| Basalto fraturado, alterado e brechado | 10–9–10–5 | 10 |
| Intercamadas | 10–8–10–5 | 20 |
4.7 Permafrost
Dentro do círculo ártico, o solo perenemente congelado conhecido como permafrost está presente em quase toda parte. Principalmente nas regiões mais ao norte do Canadá, do Alasca, da Groenlândia, da Escandinávia e da Rússia, o permafrost é contínuo, mas em muitas regiões não habitadas ou na fronteira de recursos ao norte, as zonas de permafrost são descontínuas. Exceto nos altos dos Andes e da Antártica, o permafrost está ausente no hemisfério sul.
Contrariamente ao que se poderia intuitivamente esperar, o permafrost não necessariamente se forma em todos os locais onde a temperatura do solo diminui para 0 °C. Temperaturas significativamente inferiores a 0 °C são, frequentemente, requeridas para iniciar a alteração da água dos poros para gelo (Anderson & Morgenstern, 1973; Banin & Anderson, 1974). A ocorrência e a magnitude da depressão no ponto de congelamento inicial dependem de vários fatores, incluindo a pressão do fluido, o teor de sal da água dos poros, a distribuição granulométrica do solo, a mineralogia e a estrutura do solo (van Everdingen, 1976). As relações entre o teor de água líquida contida nos poros e as temperaturas do volume médio estão ilustradas na Figura 4.13. Quando o solo está parcialmente congelado, o material contém água líquida e gelo. O termo “permafrost” deve ser reservado para o material em que a água persiste no estado congelado ou parcialmente congelado ao longo do ano. A condição de temperatura 0 °C indica pouco sobre o estado físico exato da água dos poros.
A importância hidrogeológica do permafrost reside nas grandes diferenças em condutividade hidráulica existentes para a maioria dos materiais geológicos entre seus estados de congelamento e não congelamento. A Figura 4.14 (a) mostra a relação entre o conteúdo de água não congelada dos poros e a temperatura de vários solos; e a Figura 4.1 (b) mostra o efeito dessa relação na condutividade hidráulica. O teor de água não congelada diminui e a quantidade de gelo no poro aumenta quando a temperatura geral do material é reduzida de 0 °C para –1 °C. As condutividades hidráulicas diminuem em várias ordens de grandeza à medida que a temperatura diminui alguns décimos de grau abaixo de 0 °C. A areia fina, por exemplo, que poderia ser um aquífero num estado descongelado sob as condições estratigráficas apropriadas, torna-se um aquitarde de baixa permeabilidade a uma temperatura ligeiramente inferior a 0 °C. O silte, que poderia ter características de um aquitarde em um estado não congelado, torna-se um aquitarde impermeável quando congelado inteiramente.
A importância da configuração do permafrost na distribuição dos aquíferos pode ser mostrada em relação a seções transversais de dois vales aluviais na área de Fairbanks, nordeste do Alasca (Figura 4.15). O depósito de cascalho e areia sob o aquitarde de silte, vale Happy Creek, é um aquífero que produz água abundantemente. A água é recarregada por meio de zonas descongeladas nas encostas superiores e nos depósitos fluviais nas porções de montante dos riachos. Sob Dome Creek, por outro lado, a base do permafrost se estende para a camada de substrato rochoso abaixo da areia e cascalho. Como consequência, não se pode obter água a partir destes materiais de granulometria grossa. Devido ao efeito confinante do permafrost, as águas subterrâneas nas zonas de rocha sob a base do permafrost exibem cargas hidráulicas que se elevam acima da superfície do solo e poços jorrantes são encontrados em profundidade.
Leituras Sugeridas
BROWN, I. C., ed. 1967. Groundwater in Canada. Geol. Surv. Can., Econ. Geol. Rept. No. 24, pp. 65–171.
DAVIS, S. N. 1969. Porosity and permeability of natural materials. Flow Through Porous Media, ed. R. J. M. De Wiest. Academic Press, New York, pp. 53-89.
DAVIS, S. N. & R. J. M. DE WIEST. 1966. Hydrogealogy. John Wiley & Sons, New York, pp. 318-417.
MCGUINNESS, C. L. 1963. The role of groundwater in the National Water Situation. U.S. Geol. Surv. Water-Supply Paper 1800.