UNIVERSIDADE ESTADUAL DE PONTA GROSSA

DEPARTAMENTO DE GEOCIÊNCIAS

APOSTILA DE GEOLOGIA

PROF. Luiz Carlos Godoy

PONTA GROSSA /2005

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ÍNDICE 5 ÁGUAS DE SUPERFÍCIE...................................................................................................................................70

5.1 Ciclo Hidrológico ..........................................................................................................................................70 5.2 Balanço Hídrico............................................................................................................................................70

5.2.1 Escoamento superficial .........................................................................................................................71 5.2.2 Infiltração ...............................................................................................................................................71 5.2.3 Evapotranspiração.................................................................................................................................72

5.3 O Papel da Cobertura Vegetal .....................................................................................................................72 5.5 Bacias Hidrográficas ....................................................................................................................................72

5.5.1 Características morfológicas .................................................................................................................73 5.5.1.1 Forma..............................................................................................................................................73 5.5.1.2 Relevo.............................................................................................................................................74 5.5.1.3 Padrão de drenagem ......................................................................................................................74

5.5.2 Sistemas de classificação dos rios........................................................................................................75 5.5.2.1 Classificação genética ....................................................................................................................75 5.5.2.2 Classificação geométrica................................................................................................................76

5.6 Dinâmica Fluvial ...........................................................................................................................................77 5.6.1 Erosão, transporte e deposição de sedimentos ....................................................................................78

5.6.1.1 Erosão fluvial ..................................................................................................................................78 5.6.1.2 Transporte e deposição de sedimentos..........................................................................................78

5.6.2 Morfologia fluvial....................................................................................................................................80 5.6.3 Perfil longitudinal ...................................................................................................................................81

6 ÁGUAS SUBTERRÂNEAS.................................................................................................................................82 6.1 Infiltração e Escoamento Subterrâneo.........................................................................................................82

6.1.1 Zonas de umidade do solo ....................................................................................................................82 6.1.2 Escoamento subterrâneo ......................................................................................................................83

6.2 Propriedades Hidráulicas .............................................................................................................................83 6.2.1 Porosidade ............................................................................................................................................83 6.2.2 Permeabilidade......................................................................................................................................84

6.3 Escoamento em Meios Fraturados ..............................................................................................................85 6.4 Tipos de rochas e materiais quanto à capacidade de armazenar água ......................................................85 6.5 Principais aqüíferos regionais ......................................................................................................................87 6.6 Obtenção de água subterrânea ...................................................................................................................89 6.7 Poluição das águas subterrâneas................................................................................................................90

7 BIBLIOGRAFIA CONSULTADA .........................................................................................................................92

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5 ÁGUAS DE SUPERFÍCIE As águas de superfície, formadas pelo conjunto de rios e lagos, em seus variados tamanhos, e ainda as

massas de gelo e neve, nas suas diversas formas de ocorrência, representam menos de 3% do volume de água do Planeta. Deste total, 58,33% encontra-se congelada na Antártica e no Pólo Norte, e 41,5% ocorre como água subterrânea muito profunda e de difícil obtenção. A água de rios, lagos e subterrânea de pequena profundidade (menos de 100 metros), de boa qualidade e que pode ser usada em processos industriais e para consumo humano representa menos de 0,01% do total de água do planeta.

Apesar do pequeno volume, é muito importante estudar o seu comportamento, pois são as águas de superfície que realizam o trabalho mais intenso de desgaste da superfície e esculturação das formas de relevo, bem como de transporte e deposição de sedimentos, originando deltas, planícies aluviais, etc.

O aproveitamento da água de superfície permite ainda geração de energia elétrica, abastecimento de água potável, irrigação de áreas agricultáveis, etc., estando, portanto, diretamente relacionado aos vários aspectos de nossas vidas.

A análise do meio físico para caracterização do comportamento das águas de superfície (trabalhos de campo, observação de fotografias aéreas, cartas topográficas, etc.), permite, por exemplo, distinguir regiões com maior ou menor capacidade de infiltração, com base na análise da densidade da rede de drenagem, dentre outros exemplos.

Análises deste tipo não podem deixar de contemplar os fatores antrópicos que alteram significativamente o comportamento das águas de superfície, através das diversas formas de uso do solo. Analisar essas formas e interpretar seu papel na infiltração e no escoamento é uma tarefa fundamental para o estudo do comportamento das águas de superfície das bacias hidrográficas.

5.1 Ciclo Hidrológico

As relações entre as várias formas de ocorrência da água se processam dentro de um sistema fechado denominado ciclo hidrológico (Fig. 62).

O ciclo da água na natureza inicia-se com a evaporação que ocorre nos mares, rios e lagos. O vapor de água, alcançando a atmosfera, é distribuído pelos ventos e se precipita quando atinge temperaturas mais baixas. Quando chove sobre a superfície da Terra, uma parte da água se evapora e retorna à atmosfera, enquanto outra se desloca sobre a superfície, constituindo as águas de escoamento superficial (rios e lagos). Parte da água das chuvas infiltra-se no solo, formando as águas subterrâneas. Além disso, uma pequena parcela é absorvida pelos animais e plantas, sendo utilizada no seu metabolismo.

Fig. 62 - Ciclo Hidrológico

5.2 Balanço Hídrico

A análise comparativa entre as quantidades de água que entram e que saem de um sistema definido (bacia hidrográfica), levando-se em conta as variações das reservas hídricas superficiais e subterrâneas, durante um determinado período de tempo (freqüentemente o período anual) é denominado balanço hídrico.

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Esse balanço envolve de um lado, como entrada, a precipitação, e, de outro, o escoamento superficial, a infiltração e a evapotranspiração, apresentados a seguir.

5.2.1 Escoamento superficial

O escoamento superficial ou deflúvio corresponde à parcela da água precipitada que permanece na superfície do terreno e que está sujeita à ação da gravidade que a conduz para cotas mais baixas. O conhecimento de sua ocorrência e de seu comportamento na superfície da terra é importante para o dimensionamento de obras hidráulicas, como barragens para fins de abastecimento de água potável, geração de energia elétrica, irrigação, controle de cheias, navegação, lazer e tantas outras. Conforme as características do seu deslocamento, as águas superficiais podem provocar erosão dos solos, inundação de várzeas, etc.

O escoamento superficial depende das características hidráulicas dos solos e das rochas, da cobertura vegetal e das estruturas biológicas, assim como da forma da bacia de drenagem, da declividade de sua superfície e do teor de umidade dos seus terrenos. Nas regiões ocupadas pelo homem, deve-se ainda considerar as diversas formas de uso do solo que intensificam ou atenuam o escoamento superficial.

O coeficiente de escoamento superficial ou coeficiente de deflúvio corresponde à razão entre o volume de água escoado superficialmente e o volume de água de chuva que provocou o deflúvio. Alguns destes valores típicos são apresentados no quadro 11.

Quadro 11 - Valores do coeficiente de escoamento superficial C, em função das características das bacias.

CARACTERÍSTICAS DAS BACIAS C (%)

Superfícies impermeáveis. 90-95

Terreno estéril montanhoso: material rochoso ou geralmente não-poroso, com reduzida ou nenhuma vegetação e alta declividade.

80-90

Terreno estéril ondulado: material rochoso ou geralmente não-poroso, com reduzida ou nenhuma vegetação em relevo ondulado e com declividades moderada.

60-80

Terreno estéril plano: material rochoso ou geralmente não-poroso, com reduzida ou nenhuma vegetação e baixa declividade.

50-70

Áreas de declividades moderadas (terrenos ondulados), grandes porções de gramados, flores silvestres ou bosques, sobre um manto fino de material poroso que cobre o material não-poroso.

40-65

Matas e florestas de árvores decíduas em terreno de declividades variadas. 35-60

Florestas e matas de árvores de folhagem permanente em terreno de declividades variadas.

5-50

Pomares: plantações de árvores frutíferas com áreas abertas cultivadas ou livres de qualquer planta, a não ser gramas.

15-40

Terrenos cultivados em plantações de cereais ou legumes, em zonas altas (fora de zonas baixas e várzeas).

15-40

Terrenos cultivados com plantações de cereais ou legumes, localizadas em zonas baixas e várzeas.

10-30

5.2.2 Infiltração

A infiltração é a passagem de água da superfície para o interior do terreno. É um processo que depende da disponibilidade de água, da natureza do terreno, do estado de sua superfície, da sua cobertura vegetal e do seu teor de umidade.

A capacidade de infiltração de um solo é definida como sendo a taxa máxima pela qual a água pode ser absorvida pelo solo. Em geral, os solos e as rochas mais permeáveis apresentam maior capacidade de infiltração, favorecendo a rápida transferência da água para o lençol subterrâneo, reduzindo o escoamento superficial direto.

A infiltração influi nas características hidrológicas dos cursos d'água. Os rios permanentes, que apresentam fluxo relativamente constante durante todo o ano, mesmo durante os períodos de tempo seco, são mantidos pelas descargas de água subterrânea armazenada nos aqüíferos. Tais rios situam-se abaixo do nível freático e a transferência de água do nível freático para o curso de água é denominada infiltração efluente.

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Os rios que fluem somente em períodos de chuvas, denominados intermitentes ou periódicos, estão situados acima do nível freático, drenando apenas a água que permaneceu na superfície e não se infiltrou. Em geral apresentam fluxo muito variável, com grandes cheias ou pequenas vazões. Por estarem situados acima do nível freático, ao invés de serem alimentados pela água subterrânea armazenada nos aqüíferos, verifica-se a transferência de água destes rios para o nível freático. Tal transferência é denominada infiltração influente (fig. 62 A).

Fig. 62 A – Rio intermitente ou temporário (infiltração influente) e rio permanente ou perene (infiltração efluente).

5.2.3 Evapotranspiração

Um outro componente do ciclo hidrológico é a evapotranspiração, que corresponde à perda de água por evaporação a partir do solo e transpiração das plantas. Os fatores que influenciam a evapotranspiração são: temperatura do ar, umidade e vento. A evapotranspiração de uma bacia hidrográfica pode ser estimada através do balanço hídrico, medindo-se as precipitações na bacia e as vazões na seção em estudo.

5.3 O Papel da Cobertura Vegetal

A cobertura vegetal tanto pode ser natural, como a vegetação da Serra do Mar, quanto artificial ou cultural, como as plantações. Nestes casos, o solo dispõe de uma cobertura que exerce uma ação, maior ou menor, de proteção contra as intempéries. Entretanto, pode-se considerar que as relações de equilíbrio, existentes entre a vegetação primitiva e o solo, adquiridas ao longo de centenas ou mesmo milhares de anos, apontam este tipo de cobertura vegetal como a de maior ação de proteção.

A cobertura vegetal exerce grande influência na distribuição da água de chuva pelos fenômenos de interceptação, escoamento pelos troncos e retenção na serrapilheira (cobertura de restos orgânicos que cobre o solo). A parcela que atinge o solo, ou precipitação terminal, é a que se infiltra. A água retida acima do solo, no edifício vegetal e na serrapilheira, sofre evaporação, enquanto que, da parcela infiltrada, parte será extraída pelas raízes, através do fenômeno da transpiração e parte poderá atingir o lençol freático.

Alguns pesquisadores (Prandini et al., 1976, 1982) admitem que o escoamento superficial seja, de fato, desprezível nas condições de florestas densas e que a cobertura vegetal também dificulta a penetração profunda da água no maciço. Entretanto, não se deve generalizar tal comportamento, dado que os fatores intervenientes como solo, relevo, substrato geológico, clima, flora e fauna, são muitos e variáveis, no espaço e no tempo. Assim, o papel da cobertura vegetal, na distribuição das águas pluviais, deve ser estudado, especificamente, em cada região.

De qualquer modo, o desmatamento é considerado uma alteração drástica no equilíbrio do balanço hídrico de uma região, proporcionando um aumento significativo do escoamento superficial e da infiltração, já que mais água atinge diretamente o solo. É provável que, com o tempo, a infiltração sofra redução, tendo em vista a perda da serrapilheira e dos horizontes superficiais, mais porosos, dos solos, o que acabaria por se refletir num aumento ainda mais notável do escoamento superficial.

5.5 Bacias Hidrográficas

Bacia hidrográfica ou bacia de drenagem de um rio, até a seção considerada (exutório), é a área de drenagem que contém o conjunto de cursos d'água que convergem para esse rio, até a seção considerada, sendo limitada em superfície pelos divisores de água, que correspondem aos pontos mais elevados do terreno e que separam bacias adjacentes (Fig.63). O conjunto dos cursos d'água, denominado rede de drenagem, está estruturado, com todos os seus canais, para conduzir a água e os detritos que lhe são fornecidos pelos terrenos da bacia de drenagem.

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A quantidade de água que atinge os rios está na dependência das características físicas de sua bacia hidrográfica, da precipitação total e de seu regime, bem como das perdas devidas à evapotranspiração e à infiltração.

As características físicas são definidas pelas características morfológicas, representadas pelo tipo de relevo, forma, orientação e declividade da bacia de drenagem e pelos aspectos geológicos, representados pelas estruturas, tipos litológicos, mantos de intemperismo e solos. Além destes aspectos, a cobertura vegetal e o tipo de ocupação da bacia exercem também uma influência importante nas relações entre infiltração e escoamento superficial em uma bacia de drenagem.

Bacia Hidrográfica do Rio Imboassica

2.000 m

N.V

Rio

Imboassica

Fig. 63 - Representação esquemática de bacia hidrográfica.

5.5.1 Características morfológicas

Várias características morfológicas de uma bacia podem ser mensuradas. A seguir serão apresentadas algumas medidas de forma, de relevo e de padrão de drenagem (Christofoletti, 1988).

5.5.1.1 Forma A forma superficial de uma bacia hidrográfica é importante devido ao tempo de concentração, definido

como o tempo, a partir do início da precipitação, que uma partícula de água de chuva leva para percorrer a distância entre o ponto mais afastado da bacia e o seu exutório.

Existem vários índices utilizados para determinar a forma das bacias, procurando relacioná-las com formas geométricas conhecidas e que, entre outras coisas, são indicativos de uma maior ou menor tendência para a ocorrência de enchentes destas bacias: coeficiente de compacidade e fator de forma.

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− Coeficiente de compacidade (Kc): é a relação entre o perímetro da bacia (P, em km) e a circunferência de um círculo com área (A) igual a da bacia.

A

P282,0Kc=

Este coeficiente é um número adimensional que varia com a forma da bacia, independentemente de

seu tamanho: quanto mais irregular a bacia, tanto maior será o coeficiente de compacidade. Um coeficiente igual à unidade corresponderia a uma bacia circular. Quanto mais próximo da unidade for o valor desse coeficiente, mais acentuada será a tendência para maiores enchentes. − Fator de forma (Kf): é a relação entre a largura média e o comprimento axial da bacia. A largura média é

obtida pela divisão da área da bacia (A, em km2) pelo seu comprimento (L, em km). O comprimento da bacia corresponde à extensão do curso d'água mais longo, desde a desembocadura até a cabeceira mais distante da bacia.

2f L

AK =

Uma bacia com um fator de forma baixo (por exemplo, estreita e longa) é menos sujeita a enchente que

outra de mesmo tamanho, porém com maior fator de forma (por exemplo, circular).

5.5.1.2 Relevo O relevo de uma bacia hidrográfica e, principalmente, a declividade dos seus terrenos, exerce grande

influência sobre a velocidade do escoamento superficial, afetando, portanto, o tempo que a água da chuva leva para concentrar-se nos leitos fluviais, constituintes da rede de drenagem das bacias.

O conhecimento da declividade e das curvas hipsométricas da bacia são úteis para o seu zoneamento quanto ao uso e ocupação do solo, estudo dos processos erosivos, etc. A curva hipsométrica é a representação gráfica do relevo médio de uma bacia e constitui o estudo da variação da elevação dos vários terrenos da bacia, com referência ao nível do mar.

A organização espacial dos rios é influenciada e controlada pelas características geomorfológicas e pelas estruturas geológicas da bacia de drenagem. As atitudes das camadas, bem como outras estruturas geológicas, influem tanto na topografia e forma da bacia, como também no padrão de drenagem.

Fig. 63 A – Mapa hipsométrico.

5.5.1.3 Padrão de drenagem O padrão de drenagem constitui o arranjo, em planta, dos rios e cursos d'água dentro de uma bacia

hidrográfica. O conhecimento das ramificações e do desenvolvimento do sistema de drenagem permite avaliar a velocidade com que a água deixa a bacia hidrográfica.

Na análise da rede de drenagem costuma-se hierarquizar os cursos d'água de uma bacia, desde os afluentes menores, de cabeceira, até o curso principal. Uma das classificações mais utilizadas é a de Horton:

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os cursos d'água de primeira ordem, de cabeceira, são os que não recebem afluentes. Os de segunda ordem só recebem afluentes de primeira ordem, e são formados quando dois rios de primeira ordem se unem. Os de terceira recebem rios de primeira e segunda ordem, e são formados quando dois rios de segunda ordem se unem, e assim sucessivamente (Fig. 63 B).

Os padrões de drenagem são indicativos da permeabilidade relativa do terreno e dos controles exercidos pelas estruturas e pelos tipos de rocha sobre a infiltração e os movimentos da água subterrânea. Conhecendo-se a tipologia dos padrões, podem-se fazer interpretações sobre a natureza dos terrenos, a disposição das camadas, as linhas de falhamento e os processos fluviais e climáticos predominantes.

Fig. 63 B – Hierarquização de canais fluviais.

A densidade de drenagem constitui um dos parâmetros mais simples que representam os padrões de

uma bacia, sendo definida por:

AL

dΣ

=

onde: d = densidade de drenagem; ΣΣΣΣL = somatório de todos os comprimentos (l) de cursos d'água contidos na bacia; A = área da bacia.

Em geral, terrenos relativamente impermeáveis apresentam densa rede de drenagem, enquanto que os mais permeáveis possuem densidade menor.

5.5.2 Sistemas de classificação dos rios

Podem ser consideradas duas classificações, uma genética e uma geométrica.

5.5.2.1 Classificação genética Com base na sua disposição em relação á atitude das camadas geológicas, os rios podem ser

classificados em: − Rios conseqüentes: são aqueles cujo curso foi determinado pela declividade do terreno, coincidindo, em

geral, com o mergulho das camadas geológicas. Estes rios formam cursos retilíneos e paralelos, podendo-se citar, como exemplos, os rios Tietê, Paranapanema e Iguaçu, na Bacia do Paraná (Fig. 64);

− Rios subseqüentes: são rios cujo sentido de fluxo é controlado pela estrutura rochosa, acompanhando sempre zonas de fraqueza como falhas, diaclasamentos, rochas menos resistentes, etc. Geralmente são perpendiculares aos rios conseqüentes (Fig. 64);

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Fig. 65 - Classificação geométrica da disposição espacial dos rios e seus afluentes − Rios obseqüentes: são rios que correm em sentido inverso ao mergulho regional das camadas geológicas,

isto é, em sentido oposto ao dos rios conseqüentes. Em geral, possuem pequena extensão, descendo de escarpas e terminando nos rios subseqüentes (Fig. 64);

− Rios inseqüentes: são aqueles que não apresentam qualquer controle geológico e estrutural visível na disposição espacial da drenagem e, por esta razão, tais rios tendem a se desenvolver sobre rochas homogêneas, representadas tanto por sedimentos horizontais, como por rochas ígneas (Fig. 64).

5.5.2.2 Classificação geométrica Com base no critério geométrico da disposição espacial dos rios e seus afluentes, sem qualquer

conotação genética, os tipos fundamentais dos padrões de drenagem e suas ocorrências podem ser classificados em: − Drenagem dendrítica ou arborescente: ocorre tipicamente sobre rochas de resistência uniforme ou em

rochas estratificadas horizontais. Os rios que constituem este padrão de drenagem confluem em ângulos relativamente agudos, o que permite identificar o sentido geral da drenagem, pela observação do prolongamento da confluência (Fig. 65);

− Drenagem retangular: este padrão de drenagem é conseqüência do controle estrutural exercido pelas falhas ou sistemas de diaclasamentos. Encontra-se nas regiões onde diáclases ou falhas cruzam-se em ângulo reto (Fig. 65);

− Drenagem paralela: caracteriza áreas onde há presença de vertentes com declividades acentuadas ou onde existam controles estruturais. O padrão de drenagem paralela revela a presença de declividade unidirecional, constituída por camadas resistentes de inclinação uniforme (Fig. 65);

− Drenagem radial: podem ser do tipo centrífuga, quando os rios divergem a partir de um centro mais elevado, como os padrões de drenagem desenvolvidos em áreas de domos, cones vulcânicos, relevos residuais situados acima do nível geral da superfície de erosão, morros isolados, etc., e do tipo centrípeto, onde os rios convergem para um ponto central mais baixo, como as drenagens de crateras vulcânicas, depressões topográficas, etc. (Fig. 65);

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− Drenagem anelar: é típica de áreas dômicas profundamente entalhadas em estruturas formadas por camadas moles e duras (Fig. 65).

Além destes padrões há a drenagem irregular que ocorre em áreas de soerguimento ou sedimentação

recentes, nas quais a drenagem ainda não alcançou um padrão definido.

Fig. 64 - Classificação genética baseada na disposição dos rios em relação à atitude das camadas geológicas (Suguio e Bigarella, 1990).

5.6 Dinâmica Fluvial

Os rios são cursos de água estabilizados, de circulação permanente ou intermitente, em que se realizam três processos geológicos principais: erosão, transporte e sedimentação. Deste modo, quanto ao tipo de trabalho geológico predominante, é possível considerar os rios divididos em diferentes cursos, caracterizados quer pela morfologia do traçado, quer pela predominância de ações de erosão, transporte ou sedimentação. Portanto, pode-se admitir a existência de três sectores principais:

− Curso superior – setor mais a montante, em geral com maior declividade, cujas águas com elevada energia

cinética, promovem o predomínio da erosão que tende a aprofundar o vale, dando-lhe neste setor, uma forma de "V" fechado.

− Curso médio – setor com perfil menos inclinado e, em conseqüência, de águas mais calmas e de vales relativamente mais largos que no curso superior, recebendo a contribuição de várias afluentes. Neste setor o processo predominante é o transporte de sedimentos.

− Curso inferior – setor mais a jusante, de baixa declividade e vales amplos, onde as águas são relativamente calmas, promovendo o predomínio da sedimentação, como se verifica nos extensos depósitos de aluvião.

Teoricamente, uma corrente encontra-se em equilíbrio fluvial quando não se verifica, em qualquer ponto

do seu curso, erosão ou deposição de material. O perfil longitudinal de um rio é influenciado por muitos fatores, como volume e carga da corrente, tamanho e peso da carga, declividade, etc. Nos pontos em que a velocidade aumenta, ocorre erosão. Onde há decréscimo de velocidade predomina a sedimentação. Portanto, o perfil longitudinal evidencia um declive bastante acentuado no curso superior, que vai diminuindo progressivamente à medida que nos afastamos da nascente.

A velocidade das águas de um rio depende basicamente da declividade, do volume das águas, da forma da seção e da rugosidade do leito. Qualquer alteração destas variáveis modifica a velocidade das águas e, conseqüentemente, as condições de transporte, deposição ou erosão (Christofoletti, 1988).

Fig. 65 – Evolução do perfil longitudinal e estabelecimento de um perfil de equilíbrio.

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5.6.1 Erosão, transporte e deposição de sedimentos

Erosão, transporte e deposição de sedimentos são processos interdependentes, que se alternam, com o tempo, de acordo com a velocidade do fluxo da água e da carga existente.

Erosão é o conjunto de fenômenos superficiais pelos quais os materiais (rochas e solo) são fragmentados e arrancados (destacados) do seu local original.

Transporte é a movimentação das partículas resultantes da erosão. Sedimentação é a deposição das partículas por ação da gravidade. Se a energia disponível para o transporte de carga sólida for suficiente, o leito do rio mantém-se em

condições estáveis. Se existir um excedente de energia, esta será usada para erodir os lados e o fundo do canal, bem como transportar o material sólido que lhe é fornecido, contribuindo para um aumento de carga para jusante. Se a energia for menor do que aquela capaz de transportar toda carga, parte será depositada, diminuindo o total da carga. O trabalho total de um rio é medido pela quantidade de material que ele é capaz de erodir, transportar e depositar.

5.6.1.1 Erosão fluvial A erosão fluvial é realizada pelos processos de abrasão, corrosão e cavitação. As águas correntes

provocam erosão não só pelo impacto hidráulico, mas também por ações abrasivas e corrosivas. Na abrasão, o impacto das partículas carregadas pelas águas, sobre as rochas e outras partículas,

provoca um desgaste pelo atrito mecânico. Já a corrosão compreende todo e qualquer processo de reação química que se verifica entre a água e as rochas que estão em contato, resultando na dissolução de material solúvel pela percolação da água. A cavitação ocorre somente sob condições de alta velocidade da água, quando as variações de pressão, sobre as paredes do canal fluvial, facilitam a fragmentação das rochas. É um fenômeno que se manifesta em vertedouros de barragens e outras obras hidráulicas onde a velocidade da água é elevada.

A carga transportada pela corrente é fornecida pela erosão e compreende tanto o material sólido arrastado no fundo ou carregado em suspensão, quanto o material solúvel de origem diversa.

Fig. 65 A – Erosão fluvial.

5.6.1.2 Transporte e deposição de sedimentos Durante o processo de transporte de partículas pelas águas correntes, elas podem se depositar de

forma diferenciada, dependendo de sua granulometria, forma e densidade, fenômeno conhecido por transporte seletivo. Para uma determinada granulometria, sabe-se que as esferas decantam mais rapidamente do que os discos, bem como os minerais pesados assentam-se antes dos minerais leves. Dessa forma, as partículas mais achatadas e mais leves são favorecidas pelo processo de transporte em suspensão. Por outro lado, durante o transporte por arraste ou tração pelo fundo, as esferas rolam mais facilmente e vão deixando para trás as partículas mais achatadas.

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O transporte dos sedimentos pelas correntes fluviais pode, portanto, ser agrupado nas três categorias seguintes (Carvalho, 1994): − Transporte por arraste: relaciona-se aos esforços tangenciais ao longo do fundo da corrente, provocados

pela água em movimento, cujo efeito é reforçado pelas forças ascensionais devidas ao fluxo turbulento. O transporte por arraste ou por tração é também função da forma, tamanho e densidade das partículas que constituem a carga. Quando as condições de fluxo são alteradas, por uma redução na velocidade média da corrente ou na intensidade de turbulência, as partículas maiores, mais densas e de menor esfericidade são deixadas para trás. O movimento das partículas por arraste, pelo fato de estar restrito ao leito fluvial, é mais limitado e sensível às condições de variação de velocidade e de turbulência do que o transporte por suspensão;

− Transporte em suspensão: ocorre quando a intensidade de turbulência é maior que a velocidade de deposição das partículas movimentadas pelos esforços tangenciais e pelas forças de ascensão. Neste caso, as partículas são carreadas de forma completamente independente do leito fluvial;

− Transporte por saltação: o deslocamento das partículas ao longo do leito fluvial se dá por uma série de saltos curtos. O movimento por saltação pode ser considerado como uma fase intermediária entre o transporte por tração e por suspensão. As partículas, que não são suficientemente grandes para se manterem sobre o leito, sofrendo arraste, nem suficientemente pequenas para serem transportadas em suspensão, podem ser momentaneamente levantadas, movendo-se para diante, em uma série de saltos e avanços sucessivos.

Fig. 65 B – Transporte de sedimentos em corrente fluvial.

Fig. 65 C – Sedimentação fluvial em canal meandrante.

Uma vez iniciada a movimentação de uma partícula, os processos envolvidos no seu transporte e deposição, dependem fundamentalmente de sua velocidade de decantação. Esta depende de fatores inerentes à partícula em decantação, tais como tamanho, forma e peso específico, além de fatores ligados ao meio fluido como, por exemplo, viscosidade, peso específico, etc.

A deposição persistente em determinados locais dos cursos e corpos d'água configuram o assoreamento.

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5.6.2 Morfologia fluvial

Como resultado do ajuste do seu canal à seção transversal, os rios podem adquirir várias formas, em função da carga sedimentar transportada, descarga líquida e declividade do canal. As formas são geralmente descritas como retilínea, anastomosada ou meandrante e todas podem ocorrer associadas em uma mesma bacia de drenagem: − Canais retilíneos: possuem sinuosidade desprezível em relação a sua largura, caracterizando-se pelo

baixo volume de carga de fundo, alto volume de carga suspensa e declividade acentuadamente baixa. A erosão ocorre ao longo das margens mais profundas e a deposição nas barras de sedimentos. Desenvolvem-se em planícies deltaicas de deltas construtivos, sendo de ocorrência relativamente pouco freqüente na natureza;

− Canais anastomosados: caracterizam-se por sucessivas ramificações e posteriores reencontros de seus cursos, separando ilhas assimétricas de barras arenosas. Apresentam canais largos, não muito profundos, rápido transporte de sedimentos e contínuas migrações laterais, associadas às flutuações na vazão líquida (descarga) dos rios. Apresentam grande volume de carga de fundo e desenvolvem-se, normalmente, associados a leques aluviais, leques deltaicos, ambientes semi-áridos e planícies de lavagem de depósitos glaciais;

− Canais meandrantes: são canais sinuosos, constituindo um padrão característico de rios com gradiente moderadamente baixo, cujas cargas em suspensão e de fundo encontram-se em quantidades mais ou menos equivalentes. Caracterizam-se por fluxo contínuo e regular, possuindo, em geral, um único canal que transborda as suas águas no período das chuvas. Os canais meandrantes possuem competência e capacidade de transporte mais baixas e uniformes do que os canais anastomosados, transportando materiais de granulometria mais fina e mais selecionada. São comuns a quase todos os setores de planícies fluviais de regiões tropicais e subtropicais úmidas. No Brasil, ocorrem vários modelos regionais de drenagens meândricas, como o do alto Rio Tibagi, médio vale do Rio Paraíba do Sul, o do Pantanal Mato-grossense e do Amazonas.

Fig. 66 - Canais meandrantes e anastomosados.

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5.6.3 Perfil longitudinal

O perfil longitudinal de um rio indica a sua declividade ou gradiente, constituindo-se na representação visual da relação entre a diferença total de elevação do seu leito e a extensão horizontal (comprimento) de seu curso d'água, para os diversos pontos situados entre a nascente e a foz.

A velocidade de escoamento de um rio depende da declividade dos canais fluviais: quanto maior a declividade, maior a velocidade de escoamento.

A inclinação do perfil de uma drenagem é determinada pelas condições impostas a partir de montante e pelo seu nível de base de jusante. Nível de base de um rio é o ponto mais baixo a que o rio pode chegar, sem prejudicar o escoamento de suas águas. Corresponde ao ponto, abaixo do qual, a erosão pelas águas correntes não pode atuar. O nível de base geral de todos os rios é o nível do mar em que suas águas chegam.

O perfil longitudinal, em toda sua extensão, resulta do trabalho que o rio executa para manter o equilíbrio entre a capacidade e a competência de um lado, com a quantidade e a granulometria da carga detrítica, de outro. O perfil longitudinal é elaborado, de forma progressiva, da foz para montante, através de processos erosivos remontantes.

O perfil longitudinal de equilíbrio da corrente apresenta forma côncava contínua, com declividade suficiente para transportar a carga do rio. As declividades do perfil são maiores em direção às cabeceiras e seus valores cada vez mais suaves à medida que o rio se aproxima da foz.

Fig. 67 – Perfis longitudinais esquemáticos de rios.

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6 ÁGUAS SUBTERRÂNEAS A água subterrânea é toda água que ocorre em subsuperfície e seu estudo é importante na Geologia

de Engenharia devido aos efeitos que sua presença exerce nos processos de dinâmica superficial e na estabilidade das obras de engenharia. Esses efeitos podem resultar de condições estáticas ou dinâmicas da água no subsolo.

A primeira condição diz respeito às situações em que a alteração no volume ou conteúdo de água instabiliza o maciço, resultando em colapsos e recalques. Pode ser citado o exemplo da cidade do México, onde a contínua extração de água subterrânea contida em estratos argilosos provocou o lento e persistente recalque do solo, resultando em afundamento significativo e generalizado das estruturas nele assentadas, atingindo amplitudes verticais da ordem de alguns metros.

Nas condições dinâmicas, a força que a água exerce durante o escoamento pode causar instabilidade, alterando as características de resistência e deformabilidade dos maciços. Comportam-se assim os taludes naturais ou escavados que tiveram sua estabilidade comprometida pela força de percolação da água que também pode provocar o fenômeno da erosão tubular interna (piping), em função de gradientes elevados. Neste caso, cita-se, como exemplo, o colapso de Cajamar, em São Paulo e alguns casos em Ponta Grossa.

A Hidrogeologia estuda a água subterrânea em macroescala e o escoamento ao nível de estratos ou conjunto de estratos geológicos, ocupando-se com a água enquanto recurso hídrico (formas de ocorrência e de explotação, usos, preservação da qualidade e da quantidade das águas). A Hidrogeotecnia, uma das áreas da Geotecnia, preocupa-se com o efeito mecânico da água nos maciços naturais.

A água que se infiltra está submetida a duas forças fundamentais: força da gravidade e força de adesão de suas moléculas às superfícies das partículas do solo (força de capilaridade). Pequenas quantidades de água no solo tendem a se distribuir uniformemente pela superfície das partículas. A força de adesão é mais forte do que a força da gravidade que age sobre esta água. Como conseqüência ela ficará retida, quase imóvel, não atingindo zonas mais profundas. Chuvas finas e passageiras fornecem somente água suficiente para repor esta umidade do solo. Para que haja infiltração até a zona saturada é necessário primeiro satisfazer esta necessidade da força capilar.

6.1 Infiltração e Escoamento Subterrâneo

6.1.1 Zonas de umidade do solo

O solo, onde se inicia a penetração da água através da infiltração, pode ser compartimentado em duas zonas, de acordo com o seu teor de umidade. O primeiro compartimento, imediatamente abaixo da superfície do terreno, corresponde à zona de aeração, assim denominado pelo fato de que uma parte dos espaços intergranulares está preenchida com água e a outra parte, com o ar. Esta zona não-saturada é também conhecida como zona vadosa. O segundo compartimento ocorre abaixo do limite inferior da zona de aeração, onde todos os espaços intergranulares estão ocupados por água, o que permite denominá-lo zona de saturação.

A água que penetra no solo irá constituir, abaixo do limite superior da zona de saturação, a água subterrânea. O limite de separação entre estas duas zonas de umidade é conhecido como nível de água subterrânea, nível freático ou nível piezométrico.

A zona de aeração corresponde à faixa de trânsito da parcela da água do ciclo hidrológico que penetra no solo através da infiltração e se direciona para as porções mais inferiores do maciço. A espessura desta zona varia desde menos de 1 m, em áreas alagadiças, até mais de 100 m em regiões desérticas.

A infiltração é condicionada por vários fatores, tais como tamanho e tipo dos vazios intergranulares, grau de intercomunicação entre os mesmos, presença ou não de obstáculos em superfície, condições de umidade e estado de tensões capilares na zona de aeração.

O movimento da água nesta zona se dá essencialmente devido à força da gravidade, porém está sujeita a diversas outras forças, quais sejam, forças moleculares e tensões superficiais que resultam em águas higroscópicas, peliculares e capilares.

Água higroscópica é aquela que envolve o grão do solo, particularmente dos solos argilosos, formando uma camada muito fina, da ordem de grandeza de algumas moléculas, devido à atração molecular. Esta água está fortemente presa ao grão do solo e sujeita a pressões elevadíssimas de tal modo que não se movimenta, exceto se submetida a temperaturas superiores a 100o C. Forças gravitacionais ou de capilaridade não conseguem movê-la.

Água pelicular é aquela que forma uma película de espessura variável, da ordem de 0,5 x 10-3 cm, envolvendo o grão de solo, estando submetida a atrações moleculares e a tensões superficiais. Forças gravitacionais não a movimentam, porém ela pode migrar de um grão (onde a película é mais espessa) para outro (onde é menos espessa). A espessura destes filmes de água é que determina algumas das propriedades físicas dos solos, tais como a coesão e a capilaridade.

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Fig. 67 A – Zonas de umidade do solo e nível freático.

A água capilar se encontra, por meio das tensões superficiais, retida em espaços intergranulares diminutos, conhecidos como capilares, formando películas contínuas em torno das partículas do solo. Na zona de aeração podem ocorrer movimentos da água capilar, no sentido contrário ao da ação da gravidade, no fenômeno conhecido como ascensão capilar ou sucção. Este fluxo, que ascende a partir da zona de saturação, é devido às tensões superficiais atuantes na água, na interface ar-água, no interior dos capilares. A altura de ascensão da água depende do raio do capilar, da tensão superficial, do ângulo de contato do menisco no capilar e da presença de impurezas na água.

Apesar de existirem águas de diferentes origens como águas conatas ou fósseis (preservadas nos interstícios da rocha desde a sua formação) e águas juvenis (originadas nas profundezas da crosta e que ascendem à superfície por processos magmáticos), a maior parcela da água subterrânea é originada pela infiltração da chuva no solo, sendo a mais importante em termos de Geologia de Engenharia.

6.1.2 Escoamento subterrâneo

A água que percola os meios naturais é somente uma parte da água intersticial, denominada água gravitacional ou água livre, pois escoa sob a ação da gravidade ou sob a ação de pressões externas, por exemplo, em poços de captação.

6.2 Propriedades Hidráulicas

6.2.1 Porosidade

Porosidade é o termo utilizado para designar os espaços vazios ou poros existentes no interior dos diferentes tipos de materiais.

Na natureza, é possível classificar cada material, segundo sua porosidade, em dois grandes grupos: os meios porosos propriamente ditos, que compreendem os materiais de porosidade granular ou de interstícios, representados por solos e sedimentos; e os meios fraturados, cuja porosidade é caracterizada por uma porosidade de fraturas, fissuras ou fendas, ocorrentes em rochas duras e compactas, tais como granitos, basaltos, gnaisses e outras rochas ígneas ou metamórficas.

Não obstante tratar-se de um caso particular, um terceiro grupo de porosidade pode também ser definido, denominado porosidade cárstica, que ocorre, sobretudo em rochas solúveis, formada pela dissolução de porções do material original.

Em algumas rochas, particularmente nas rochas sedimentares e nos horizontes de transição solo-rocha, tem-se um meio que pode ser caracterizado como de dupla porosidade, ou seja, com porosidade granular e de fraturas.

As redes de poros em um dado meio podem estar totalmente interconectadas e a circulação da água ocorrer livremente. Em outros, os poros podem estar totalmente isolados e a água não circular, ficando confinada no interior destes. Há ainda meios em que a intercomunicação entre os poros é extremamente restrita e a água circula de forma muito lenta.

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As variações na porosidade se devem a vários fatores, dentre os quais se destacam: a forma e imbricamento dos grãos; a presença de materiais de granulometria fina, como argilas e siltes, ocupando os espaços intergranulares; a presença de materiais cimentantes, normalmente constituídos por óxidos e carbonatos, que podem preencher, total ou parcialmente, os poros do meio; a distribuição granulométrica, etc.

Nas argilas, embora possam ocorrer porcentagens muito elevadas de vazios, a água é muito pouco móvel. Nos meios fraturados, a porosidade é caracterizada por uma porosidade de fraturas. Em geral, estas

estruturas controlam todo o fluxo no maciço, atuando como coletoras e transmissoras da água. O fluxo, por vezes, ocorre das fissuras para a matriz rochosa, ou vice versa, o que caracteriza os meios de dupla porosidade, ou seja, rochas com matriz de porosidade granular entrecortada por descontinuidades.

A Figura 68 ilustra os diferentes tipos de porosidade.

Fig. 68 - Diferentes tipos de porosidade: A) Porosidade granular, granulometria homogênea, porosidade elevada; B) Porosidade granular, granulometria homogênea, porosidade diminuída por cimentação; C) Porosidade granular, granulometria heterogênea, porosidade baixa; D) Porosidade granular, granulometria homogênea, formado por elementos porosos; E) Porosidade cárstica; F) Porosidade de fissura.

Em termos numéricos, a porosidade total (η) é definida como sendo a relação entre o volume de vazios (Vv) e o volume total considerado (V).

V

Vv=ηηηη

Para estudos do fluxo subterrâneo, no entanto, o interesse recai sobre a porosidade efetiva, ou seja, aquela que reflete o grau de intercomunicação entre os poros, permitindo assim a percolação da água. A porosidade efetiva ( eηηηη ) representa apenas uma pequena parcela da porosidade total, sendo expressa pela

relação entre o volume ocupado pela água livre (Ve) e o volume total (V).

V

Vee =ηηηη

6.2.2 Permeabilidade

Permeabilidade é a propriedade que têm as rochas e solos de permitirem a passagem de fluidos através delas, com certa velocidade num determinado espaço de tempo. O valor da permeabilidade depende da interligação entre os poros, vazios e fraturas das rochas, e varia com o diâmetro das partículas. Um cascalho bem homogêneo (bem graduado) tem permeabilidade maior do que uma areia grossa bem graduada. Porém, quando mais irregular for a granulometria (composição granulométrica heterogênea), menos permeável será o material, visto que as partículas finas colmatam os poros existentes entre as partículas maiores. A permeabilidade depende ainda, além da distribuição granulométrica, do arranjo interno das partículas granulares da rocha ou solo, conforme se depreende da figura 69.

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Fig. 69 – Variação da porosidade segundo a disposição espacial dos componentes esféricos. Á esquerda, disposição cúbica, tendo a porosidade o valor máximo de 47,6%. No centro, disposição ortorrômbica, tendo a porosidade o valor máximo de 25,9%.

6.3 Escoamento em Meios Fraturados

Nos meios fraturados, com porosidade essencialmente de fraturas, o escoamento é determinado pela permeabilidade da matriz rochosa e pela condutividade hidráulica das descontinuidades. Em rochas cristalinas, com baixo grau de porosidade, o escoamento pela matriz é praticamente nulo e as descontinuidades desempenham papel fundamental no escoamento. Medidas de permeabilidade efetuadas em matrizes rochosas indicam que esta é desprezível, em relação ao valor da condutividade hidráulica das descontinuidades.

Sendo a permeabilidade matricial, geralmente inferior a 10-8 cm/s, a matriz pode ser considerada como impermeável, em comparação com as descontinuidades que, mesmo com aberturas muito pequenas, apresentam valores de condutividades hidráulicas significativamente maiores, sendo estas que efetivamente controlam o fluxo nos maciços rochosos fraturados.

Portanto, interessam ao fluxo todas as descontinuidades presentes nas rochas, descontinuidades aqui entendidas como toda e qualquer estrutura que corta o maciço, englobando as diáclases, juntas, fraturas e falhas, tornando-o essencialmente descontínuo, heterogêneo e anisotrópico. Acamamentos, xistosidades, estratificações, etc., embora sejam estruturas do maciço, podem não se constituir em descontinuidades em relação ao fluxo de água, uma vez que são feições intrínsecas à matriz rochosa.

Depreende-se que conhecer as características dos maciços, e particularmente das descontinuidades, é de extrema importância para o estudo da permeabilidade em meios fraturados. Nestes, os principais parâmetros que influenciam o escoamento são (Fig. 70):

− Fig. 70 – Maciço rochoso fraturado, evidenciando os parâmetros de interesse ao fluxo: orientação espacial

das famílias de descontinuidades (atitude); abertura das descontinuidades (e); espaçamento entre as descontinuidades (l); rugosidade absoluta das paredes (Ra).

6.4 Tipos de rochas e materiais quanto à capacidade de armazenar água

A existência de porosidade em menor ou maior percentual, as dimensões dos poros e, sobretudo, a forma como esses vazios se interconectam permitem classificar os materiais naturais em quatro grupos, de acordo com a menor ou maior facilidade de armazenar e liberar as águas subterrâneas. As Figuras 71 e 72 mostram os diferentes tipos de aqüíferos.

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Aqüíferos: São materiais ou rochas que armazenam água e permitem a sua circulação. De modo

geral, os solos e sedimentos são assim classificados, compreendendo, ainda nesta categoria, as rochas sedimentares que apresentam porosidade granular (arenitos, alguns calcários detríticos); as rochas com porosidade cárstica (calcários, brechas calcárias) com porosidade devido a alteração, ou a efeitos tectônicos (cataclasitos, por exemplo); e, ainda, os maciços rochosos com grande número de descontinuidades, que apresentam porosidade de fraturas (rochas cristalinas em geral).

O nível d'água subterrânea pode estar submetido a pressões iguais ou superiores à atmosférica. No primeiro caso, os aqüíferos são ditos freáticos ou livres e o correspondente nível d'água é denominado nível freático. No segundo caso, são chamados de confinados (ou artesianos) ou semiconfinados e o correspondente nível d'água é denominado nível piezométrico.

Um caso particular de aqüífero freático é o dos denominados aqüíferos ou lençóis suspensos, de distribuição espacial geralmente restrita e, comumente, com existência temporária. Ocorrem alçados em relação ao nível do lençol d'água local e se formam quando a água, que se infiltra no terreno (maciço natural, solo, aterro, etc.), encontra um obstáculo (superfícies impermeáveis, camada de argila, etc.) que dificulta sua passagem até o lençol freático.

Fig. 71 - Tipos de aqüíferos.

Fig. 72 – Tipos de aqüíferos.

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Aqüicludes: São materiais também porosos, que contêm água nos seus interstícios, muitas vezes atingindo até o grau de saturação, mas não permitem a sua circulação. São rochas ou materiais essencialmente argilosos, nos quais a água está firmemente fixada em poros de diminutas dimensões, por pressões moleculares e tensões superficiais e a circulação é praticamente nula.

Aqüitardos: São materiais ou rochas porosas que, embora armazenem quantidades significativas de água no seu interior, permitem a circulação apenas de forma muito lenta. São incluídas neste grupo as argilas siltosas ou arenosas.

Aqüífugos: São materiais impermeáveis, com baixíssimo grau de porosidade, que tanto não contêm como não transmitem água. Incluem-se neste grupo todas as rochas duras, cristalinas, metamórficas e vulcânicas, sem fraturamento ou alteração.

Esses materiais podem aparecer, na natureza, isolados ou formando pacotes de dois ou mais estratos, ocorrendo a diferentes profundidades, desde poucos metros, até dezenas ou centenas de metros, possuindo espessuras métricas a decahectométricas e estruturando o arcabouço hidrogeológico local ou regional.

6.5 Principais aqüíferos regionais

Os principais aqüíferos regionais (arenitos Botucatu e Bauru) ocupam aproximadamente a metade da superfície do Estado de São Paulo e, além disso, suas características hidrológicas, especialmente as da Formação Botucatu, destacam sua importância dentro do sistema dos recursos hídricos da Bacia do Paraná.

AQÜÍFERO GUARANI - O Aqüífero Guarani é a principal reserva subterrânea de água doce da América do Sul e um dos maiores sistemas aqüíferos do mundo, ocupando uma área total de 1,2 milhões de km² na Bacia do Paraná e parte da Bacia do Chaco-Paraná. Estende-se pelo Brasil (840.000 Km²), Paraguai (58.500 Km²), Uruguai (58.500 Km²) e Argentina, (255.000 Km²), área equivalente aos territórios de Inglaterra, França e Espanha juntas. Sua maior ocorrência se dá em território brasileiro (2/3 da área total) abrangendo os Estados de Goiás, Mato Grosso do Sul, Minas Gerais, São Paulo, Paraná, Santa Catarina e Rio Grande do Sul.

A Formação Botucatu, que dá nome ao aqüífero (de idade Triássico-Jurásico), é constituída por arenitos finos e médios, arredondados e subarredondados, de origem eólica. A espessura da camada arenosa, no Estado de São Paulo, varia de 300 m a 400 m. A boa seleção e arredondamento de suas partículas, devido à sua origem eólica, dão lugar a excelentes condições de porosidade, permeabilidade e armazenamento, o que se reflete nas elevadas vazões apresentadas pelos poços perfurados no mesmo. A profundidade dos poços que exploram o aqüífero Botucatu varia entre 150 m-250 m nos afloramentos e 400 m-500 m na faixa próxima ao norte e noroeste do Estado de São Paulo. Entre Presidente Epitácio e Três Lagoas (MT), a profundidade atinge mais de 1500m. A profundidade dos níveis piezométricos, condicionados pela topografia, varia entre 10 m e 40 m na zona dos afloramentos. Na parte confinada do aqüífero, as águas são surgentes ou semi-surgentes. Os poços que exploram o aqüífero Botucatu estão entre os mais produtivos do país. Em centenas de poços perfurados, a vazão varia de 20 m3/h a 300 m3/h. Os poços da Petrobrás no Estado de São Paulo, todos de características artesianas, que atravessaram o Arenito Botucatu confinado, forneceram as seguintes vazões: − Lins - inicial: 600 m3/h - atual: 302 m3/h − Olímpia - 200 m3/h − Três Lagoas (MT) - 1.500m3/h − Presidente Epitácio - 1.000 m3/h

AQÜÍFERO BAURU - O Grupo Bauru, de idade Cretáceo-Superior, é constituído por arenitos, arenitos sílticos, arenitos argilosos, arenitos com cimento calcífero e conglomerados basais, cobrindo uma área aproximada de 100.000km2. Sua espessura atinge até 300m. Suas características hidrológicas, como permeabilidade e transmissibilidade, são moderadas devido à presença de siltitos e de uma cimentação calcífera em toda a seqüência. A profundidade dos poços varia entre 100 a 200m e seu diâmetro raramente ultrapassa 8 polegadas. Sua vazão varia entre 5 m3 /h e 50 m3 /h, com água de boa qualidade.

AQÜÍFERO FURNAS - A Formação Furnas, de idade devoniana, é constituída por arenitos brancos e cinza-claros, de granulação média, com níveis conglomeráticos na base, e grãos angulares e subangulares. A estratificação cruzada é típica dessa formação, que aflora no Paraná e Mato Grosso, principalmente, com espessura ultrapassando os 300m em algumas regiões.

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Em geral, o aqüífero reúne boas perspectivas com relação à permeabilidade, transmissividade e coeficiente de armazenamento.

AQÜÍFERO CAIUÁ - A Formação Caiuá, do Cretáceo Superior, aflora no Noroeste do Paraná, Sudoeste de São Paulo e Leste do Mato Grossa do Sul. Constitui-se por arenitos eólicos vermelhos, com estratificação cruzada típica. A formação está subjacente ao aqüífero Bauru. Informações hidrogeológicas sobre o aqüífero Caiuá indicam vazões de até 100 m3/h, no Estado de Mato Grosso do Sul. Em geral, as características hidrológicas parecem similares às do aqüífero Bauru.

Fig. 72 A – Área de ocorrência do Aqüífero Guarani mostrando as áreas de recarga (contorno escuro). FORMAÇÃO SERRA GERAL - Falhas e zonas vesiculares nos derrames basálticos da Formação Serra Geral - Os derrames basálticos da Formação Serra Geral (que datam do Jurássico--Cretáceo), atingem uma espessura de mais de 1 500 m em locais como o poço de Presidente Epitácio, da Petrobrás, onde foram encontrados mais de 30 derrames. Em geral, a parte superior de cada derrame é vesicular. Arenitos intercalados, cuja espessura comumente não ultrapassa algumas dezenas de metros, encontram-se ocasionalmente entre os derrames. Os derrames basálticos não constituem, por si, camadas aqüíferas e somente ao longo das zonas de falhas e em certos horizontes vesiculares ocorrem condições de produção de água subterrânea. As vazões médias variam entre 10 m3 /h e 25 m3 /h. Vazões maiores são raras, como em Palmital, onde um poço com 150 m de profundidade, situado sobre uma zona de falhas com 400 m de largura, produz aproximadamente 100 m3/h. As possibilidades de sucesso na locação de poços nessas zonas fraturadas dependem, como no caso do Embasamento Cristalino, de um estudo minucioso. Porém, sempre se tratará de fontes locais e não de um fenômeno regional.

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6.6 Obtenção de água subterrânea

− POÇOS CASEIROS - são abertos manualmente tendo diâmetro de aproximadamente 1,0 a 1,2 metro. A profundidade atingida por estes poços dependerá da profundidade do lençol freático, podendo chegar até 25 ou 30 metros. Geralmente são perfurados em solo, entretanto, em certos locais, são também perfurados em rocha compacta.

− POÇO TUBULAR PROFUNDO - também conhecido como "poço artesiano" e/ou "semi-artesiano", é

utilizado para o aproveitamento da água do subsolo, praticamente em todas as regiões do globo terrestre. Um bom projeto para o poço objetiva otimizar: máxima eficiência, longa duração e baixo custo. Para obter esta otimização os técnicos lançam mão dos seguintes elementos básicos: − Consulta a mapas geológicos e hidrogeológicos. − Análise quanto ao comportamento e disposição das feições estruturais da região que potencialmente tem

capacidade de fornecer água subterrânea. − Análise dos poços existentes, quanto a profundidade, tipo de aqüífero, tipo de rochas perfuradas, volume de

água bombeada, características hidroquímicas da mesma, etc. Determinado o melhor local para perfuração do poço, a sondagem deverá se processar de acordo com as normas técnicas em vigor, e dentro de uma tecnologia que possibilite a maior segurança possível.

Fig. 72 B – Perfil esquemático de um poço tubular profundo.

Assim, um poço tubular profundo bem executado oferece condições totais de aproveitamento da água subterrânea, apresentando as seguintes vantagens: − Abastecimento para todos os fins: cidades, residências, industrias, fazendas, etc. − Custo por m3 inferior a qualquer outra forma de abastecimento. − Consumo direto sem necessidade de tratamento prévio. − Suprimento constante de água independente das redes gerais de abastecimento, livre de defeitos,

rompimentos de canalizações, cortes temporários, etc. Fim dos problemas de estiagem, poluição, etc. Estes poços abertos através de sondagem rotativa, à percussão ou rotopercussão. O diâmetro varia de 300 a 600 mm, e a profundidade geralmente é superior a 100 metros. O tipo de equipamento utilizado para perfuração do poço (sonda rotativa ou a percussão) dependerá do tipo de rocha a ser perfurada. Rochas sedimentares pouco consolidadas ou inconsolidadas, normalmente são perfuradas com sonda rotativa,

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evitando-se que as paredes do poço desabem com o impacto caso fosse executado com sonda a percussão. Rochas mais compactas, mesmo sedimentares, podem ser perfuradas com sonda à percussão, já que nestes tipos de rochas os perigos de desabamento são bem menores. A extração da água pode ser feita através de bomba submersa ou através da injeção de ar comprimido dentro do poço que forçará a água para cima através da tubulação (processo air lift). − POÇOS CRAVADOS - São poços de pequeno diâmetro. São construídos através da cravação, no solo, de

uma ponteira ligada à extremidade inferior de um conjunto de segmentos de tubos firmemente conectados entre si. A ponteira é constituída por um tubo perfurado, por onde a água entrará, tendo uma ponta de aço na extremidade. O diâmetros destes poços varia de 32 mm (1 1/4”) a 100 mm (4”). A ponteira deverá ser cravada até a profundidade da formação aqüífera, situada abaixo do lençol freático. Entretanto a profundidade não deverá ser superior a 7,50 metros. A extração da água pode ser feita através de bomba simples de pistão ou através de bomba submersa centrífuga.

− POÇOS ARTESIANOS - São poços em que a água jorra espontaneamente na superfície devido a pressão

natural. Isto ocorre quando lentes ou camadas de material permeável (aqüífero) acha-se envolvido por material impermeável. A camada permeável (aqüífero) deverá ter uma zona de alimentação por onde a infiltração da água compensará a quantidade extraída. A saída de água por pressão natural é conseqüência da pressão hidrostática. A superfície ligando o nível que seria alcançado pela água nos vários poços abertos num aqüífero confinado é denominada superfície piezométrica.

− FONTES - Lugar na superfície da terra onde brota água corrente, ou seja, é o afloramento de água

subterrânea.

6.7 Poluição das águas subterrâneas

As águas subterrâneas, representam o recurso mais precioso e menos protegido em diversos países do mundo, inclusive nos EUA, onde representam a única fonte de água potável para cerca da metade da sua população. Qualquer poluente que entre em contato com o solo pode contaminar as águas subterrâneas, a qual, cerca de um quarto das atualmente em uso já está contaminada. Observa-se uma crescente contaminação destas águas com água salgada, contaminadores microbiológicos e produtos químicos inorgânicos e orgânicos tóxicos, incluindo pesticidas. Práticas de irrigação no oeste dos Estados Unidos têm elevado a salinidade das águas subterrâneas, à medida que a água utilizada na irrigação é retirada de áreas da costa. A descarga de detritos industriais tóxicos, entretanto, é a fonte principal de contaminação. Áreas alagadas representam um importante papel no reabastecimento das águas subterrâneas, e funcionam como purificadores naturais das águas. Porém, se estas áreas alagadas encontram-se parcialmente assoreadas ou se servem como depósito de lixo, certamente serão focos de contaminação dos aqüíferos. A vedação inadequada da porção superior dos poços tubulares profundos é outro foco de contaminação e poluição da água subterrânea através da infiltração de águas superficiais poluídas. Tanto a poluição como a destruição das águas subterrâneas podem ser irreversíveis. Uma vez contaminadas, as águas tendem a permanecer dessa forma. A destruição pode causar a consolidação de um lençol de água subterrâneo, diminuindo sua capacidade de armazenagem. Em áreas costeiras, a drenagem de águas subterrâneas pode introduzir água salgada em um lençol de água e fazer com que esse se torne permanentemente inadequado para a maioria dos usos.

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Fig. 73 – Processos de contaminação da água subterrânea.

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7 BIBLIOGRAFIA CONSULTADA ASSOCIAÇÃO BRASILEIRA DE GEOLOGIA DE ENGENHARIA - ABGE. 1995. Curso de geologia aplicada ao

meio ambiente. São Paulo. 247p. ASSOCIAÇÃO BRASILEIRA DE GEOLOGIA DE ENGENHARIA - ABGE. 1998. Geologia de engenharia. 587p. BELLAIR, P. & POMEROL, C. 1986. Tratado de geologia. Editorial Vicens Vives. BIGARELLA, J.J., LEPREVOST, A. & BOLSANELLO, A. 1985. Rochas do Brasil. Livros Técnicos e Científicos

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